3.3  Thermodynamik

               Thermodynamics

 

3.3 Thermikkurbeln

 

Segelflieger sind vor allem an Thermik interessiert. Die aufsteigende Luft ermöglicht es ihnen, Hunderte von Kilometern mit Solarenergie zu fliegen. Um zu verstehen, wie Thermik entsteht, braucht man Kenntnisse aus der Thermodynamik.

Das Wort „Thermodynamik“ kommt aus dem Griechischen und setzt sich aus den Wörtern thermos (Wärme) und dynamis (Kraft) zusammen. 

Die Thermodynamik wurde früher auch als Wärmelehre bezeichnet, die sich mit den Beziehungen zwischen Wärme und Kraft und mit den durch Wärme hervorgerufenen Erscheinungen befasst. Wärme versteht man heute als Bewegungsenergie der Atome und Moleküle und wird als die „inneren Energie“ eines Stoffes bezeichnet. Entsprechend steht die Thermodynamik heute für die allgemeine Energielehre und bildet eine der Grundlagen der Technik. 

Die Thermodynamik befasst sich mit dem Zustand eines Systems in Bezug auf Druck, Temperatur und Dichte sowie der Änderung des Zustands durch „thermodynamische Prozesse“. 

Da das Wasser mit seinen verschiedenen Aggregatzuständen eine wichtige Rolle in den Prozessen der Atmosphäre spielt, muss in der Thermodynamik der Atmosphäre auch die Feuchtigkeit der Luft und die Vorgänge bei der Aggregatzustandsänderung beachtet werden.

 

3.3.1 Pulkfliegen 

Abb. 3.3.1   Pulkfliegen in der Blauthermik

 

In diesem Kapitel behandeln wir die folgenden Themen:  

3.3.1 Änderung des Aggregatzustands

3.3.2 Grundbegriffe der Thermodynamik

3.3.3 Adiabatische Prozesse

3.3.4 Stabilität der Schichtung

3.3.5 Thermik und Thermikentstehung

Zusammenfassung

 

 

3.3.1  Änderung des Aggregatzustands

Inhalt:

  • Kondensation, Verdampfung, Sublimation, Gefrieren und Schmelzen 
  • Was passiert, wenn Eis erhitzt wird? 

 

Unter „Aggregatzustand“ verstehen wir die Erscheinungsform, in der sich ein Stoff befindet, fest, flüssig oder gasförmig.

 3.3.2 Aggregatzustaende

Abb. 3.3.2   die Aggregatzustände und -übergänge

 

Kondensation, Verdampfung, Sublimation, Gefrieren und Schmelzen

Der Übergang von:

  • fest zu flüssig wird als Schmelzen bezeichnet,
  • flüssig zu gasförmig wird als Verdunsten bezeichnet,
  • gasförmig zu flüssig wird als Kondensieren bezeichnet,
  • flüssig zu fest wird als Gefrieren bezeichnet,
  • fest zu gasförmig wird als Sublimieren bezeichnet,
  • gasförmig zu fest wird als Reifbildung / Ausfällen / Ablagern / Resublimieren bezeichnet.

Ein Luftpaket besitzt in Abhängigkeit von dem darin enthaltenen Wasserdampf latente Wärme (latent ist verborgen). Um von einem festen in einen flüssigen oder von einem flüssigen in einen gasförmigen Zustand überzugehen, wird Energie benötigt. Das Verdampfen von Wasser erfordert Wärme(-Energie). Diese Wärme (latente Wärme) wird bei der Kondensation frei und an die Umgebungsluft abgegeben.

 

Was passiert, wenn Eis erhitzt wird?

Die Eismoleküle, die in einem Stück Eis in einem regelmäßigen Muster (Kristallgitter) liegen, schwingen ein wenig („Innere Energie“). Wenn die Temperatur sinkt, schwingen sie weniger. Wenn die Temperatur steigt, beginnen sie stärker zu schwingen. Ab einer bestimmten Temperatur schwingen sie so stark, dass die Eiskristalle zerfallen. Das Eis schmilzt. Das ist der Schmelzpunkt und die Temperatur, bei der dies geschieht, ist 0 °C.

Geschmolzenes Eis hat sich in Wasser verwandelt. Die Moleküle bewegen sich nun durch die gesamte Substanz. Wenn die Temperatur weiter erhöht wird, bewegen sich die Moleküle schneller durch die gesamte Flüssigkeit. Manche Moleküle bewegen sich so schnell, dass sie mehr Platz benötigen. Sie lösen sich von der Flüssigkeit. Das wird als Verdunstung bezeichnet. Bei 100 °C verlassen viele Moleküle die Flüssigkeit. Wenn man weiter erwärmt, steigt die Temperatur nicht weiter an, aber das Verdampfen nimmt zu. Das ist der Siedepunkt der Flüssigkeit.

Wenn sich Wasserdampf abkühlt, bewegen sich die Moleküle langsamer. Der Wasserdampf kondensiert. Kühlt sich der kondensierte Wasserdampf noch weiter ab, bewegen sich die Moleküle noch langsamer.  Wird der Flüssigkeit noch mehr Wärme entzogen, schwingen die Moleküle nur noch an einer Stelle. Die Flüssigkeit erstarrt (gefriert) und wird wieder zu Eis.

Wasserdampf kann auch sublimieren (sich direkt von einem Feststoff in ein Gas verwandeln). Das geschieht bei sehr trockenem Wetter in kalten Wintern. Bei der Resublimierung oder Reifbildung geht der Wasserdampf direkt vom gasförmigen Zustand in den festen Zustand über, ohne vorher zu kondensieren.

 

3.3.2  Grundbegriffe der Thermodynamik

Inhalt:

  • Thermodynamische Prozesse
  • Diabatische und adiabatische Prozesse

Die Thermodynamik befasst sich mit dem Zustand eines Systems in Bezug auf Druck, Temperatur und Dichte sowie der Änderung des Zustands durch „thermodynamische Prozesse“. 

Druck, Temperatur und Volumen eines Gases sind voneinander abhängig. Dies wird in der allgemeinen Gasgleichung beschrieben: 

P x V / T = konstant, oder Druck (Pressure) mal Volumen geteilt durch die Temperatur ist konstant.

Das bedeutet, dass sich in einem geschlossenen System Druck, Volumen und Temperatur in einem Gleichgewichtszustand befinden. Wenn sich einer der Parameter in dem System ändert, verändern sich auch die anderen Parameter.

Thermodynamische Prozesse

Thermodynamische Prozesse lassen sich verstehen als eine wechselseitige Beeinflussung eines Systems und seiner Umgebung oder von zwei Systemen untereinander. Die Beeinflussung erfolgt dabei durch Übertragung von Energie. Wir kennen den Effekt von der Luftpumpe, die wir am Luftauslass zuhalten: Wir verkleinern das Luftvolumen in der Luftpumpe, indem wir mechanische Kraft auf den Kolben der Pumpe ausüben. Dadurch erhöht sich sowohl der Druck als auch die Temperatur in dem System (die „innere Energie“ der Gasmoleküle). 

3.3.3 Luftpumpeneffekt 

Abb. 3.3.3   Luftpumpeneffekt – Druck erzeugt Wärme

 

Ein Beispiel aus der Meteorologie:

Ein Luftpaket wird durch Wärmeleitung am Erdboden erwärmt – ihm wird Energie zugeführt. Da der atmosphärische Druck (nahezu) gleichbleibt, muss sich kompensierend das Volumen des Luftpakets vergrößern, die Dichte also verringern.

 3.3.4 Thermik

Abb. 3.3.4   Thermik – ein erwärmtes Luftpaket steigt auf

 

Diabatische und adiabatische Prozesse

In der Thermodynamik unterscheidet man diabatische und adiabatische thermodynamische Prozessen: 

Ändert sich der thermodynamische Zustand eines Systems durch Energieaustausch mit der Umgebung, spricht man von einem „diabatischen Prozess“. In der Atmosphäre geschieht dies z.B. durch kurz- und langwellige Stahlungsübertragung. Das Beispiel oben ist also ein Beispiel für einen diabatischen Prozess.

Ein „adiabatischer Prozess“ ist ein Prozess in abgeschlossenen bzw. von ihrer Umgebung isolierten Systemen. In der Meteorologie stellt man sich darunter ein Luftpaket vor, welches keine Wärme und keine Materie mit seiner Umgebung austauscht und nicht durch äußere Energiequellen wie Sonnen- oder Wärmestrahlung erwärmt wird. Eine Thermikblase verhält sich beim Aufsteigen wie ein isoliertes System!

 

3.3.3  Adiabatische Prozesse

Inhalt:

  • Adiabatische Prozesse
  • Temperaturzustandskurve und Temperaturgradienten

 

Adiabatische Prozesse

Ein Prozess ist adiabatisch, wenn die Änderung von Volumen und Temperatur der Luft ohne Austausch von Wärme und Materie mit der Umgebung erfolgt. Das Aufsteigen eines Thermikpakets ist ein adiabatischer Prozess, da (fast) kein Wärmeaustausch mit der umgebenden Luft stattfindet: 
- Luft ist ein guter Isolator (leitet die Wärme schlecht) und gibt ihre Wärme nicht an die Umgebungsluft ab. 
- Ein aufsteigendes Luftpaket mit seiner Temperatur und Feuchte vermischt sich auch nicht leicht mit der umgebenden Luft mit einer anderen Temperatur und Feuchtigkeit. Eine solches Paket steigt auf wie ein Heißluftballon. Beim Aufsteigen gelangt das Luftpaket in Regionen geringeren Luftdrucks, wodurch sich gemäß der allgemeinen Gasgleichung die abhängigen Größen Volumen und Temperatur verändern: Das Luftpaket dehnt sich aus und kühlt sich ab. Diese Abkühlung wird als „Adiabatische Abkühlung“ bezeichnet

3.3.5 Trocken und Feuchtadiabate

Abb. 3.3.5   Trockenadiabate und Feuchtadiabate in einem Temperatur-Höhen-Diagramm

 

Temperaturzustandskurve und Temperaturgradienten

Die Änderung der Temperatur in der Atmosphäre über eine bestimmte Strecke wird als „Temperaturgradient“ bezeichnet, die Änderung der Temperatur über ein Höhenintervall als vertikaler Temperaturgradient (x°C pro 100m). Der (vertikale) Temperaturgradient der ruhenden Atmosphäre ist der sogenannte „Schichtungsgradient“: er beschreibt die Schichtung der Atmosphäre.  

3.3.6 Temperaturzustandskurve 

Abb. 3.3.6   Schichtungsgradient der Atmosphäre

 

Der Schichtungsgradient in der ISA Atmosphäre ist -0,65K/100m oder anders gesagt: Die Temperatur nimmt in der ISA um 0,65K/100m ab.

Wird ein Paket trockener Luft angehoben, kühlt es sich um 1°C pro 100 Meter Höhengewinn ab. Bis zum Kondensationsniveau spricht man von trockenadiabischem Aufsteigen und von trockenadiabatischer Abkühlung. Der trockenadiabatische Hebungs-gradient beträgt also -1°C pro 100m. 

Oberhalb des Kondensationsniveaus bildet sich eine Wolke. Bei der Kondensation wird die (latente) Wärme frei, die zuvor für die Verdunstung des Wassers aufgebracht werden musste, und reduziert die Abkühlung der aufsteigenden Luft. Die Luft kühlt sich nun nicht mehr mit 1°C pro 100 Meter ab, sondern (je nach Druck und Temperatur) mit etwa 0,6°C pro 100 Meter. Die freiwerdende Kondensationswärme kompensiert einen Teil des aufstiegsbedingten Temperaturverlustes. Je weniger Feuchtigkeit in der Luft ist, umso weniger Kondensationswärme wird beim Aufsteigen frei und umso größer wird die Abkühlung. Ab dem Kondensationsniveau spricht man von feuchtadiabischem Aufsteigen und von feuchtadiabatischer Abkühlung.  

Der feuchtadiabatische Hebungsgradient beträgt also etwa -0,6°C pro 100m.

Die in einem Temperatur-Höhen-Diagramm oder in einem thermodynamischen Diagramm eingezeichnete Linie oder Kurve mit trocken- bzw. feuchtadiabatischer Temperaturänderung mit der Höhe bezeichnet man als Trockenadiabate bzw. Feuchtadiabate.

 

3.3.4  Stabilität der Schichtung

Inhalt:

  • Gleichgewichtsbedingungen vertikaler Bewegungen 
  • Veränderung von Gleichgewichtszuständen

 

Gleichgewichtsbedingungen vertikaler Bewegungen

Unter Stabilität verstehen wir die Eigenschaft, das Gleichgewicht nach einer Störung wiederherzustellen. Es gibt drei Formen von Stabilität: stabil, labil und indifferent:

  • Stabil bedeutet, dass die Atmosphäre nach einer Störung in ihren ursprünglichen Gleich-gewichtszustand zurückkehrt.
  • Labil bedeutet, dass nach einer Störung nie wieder ein Gleichgewichtszustand hergestellt wird.
  • Indifferent bedeutet, dass ein neuer Gleichgewichtszustand an einem anderen Ort entsteht.

 3.3.7 Stabil Labil Indifferent

Abb. 3.3.7   Gleichgewichtszustände und Stabilität

 

Diese drei Möglichkeiten kannst du in der obigen Darstellung abgebildet sehen:

1. Stabil: Eine Murmel in einer Schale befindet sich in einem stabilen Gleichgewicht. Nach einer Störung kehrt die Kugel in ihre ursprüngliche Position zurück.

2. Labil: Eine Murmel auf einer kugelförmigen Oberfläche befindet sich in einem labilen Gleichgewicht. Nach der Störung wird die Abweichung immer größer.

3. Indifferent: Eine Murmel auf einer flachen Platte befindet sich in einem indifferenten Gleichgewicht. Nach einer Störung kommt die Murmel an einer anderen Stelle zur Ruhe.

Damit Luftpakete in der Atmosphäre aufsteigen – und damit Thermik entstehen - kann, darf die Atmosphäre nicht stabil sein. 

 

Stabile Atmosphäre

Die Temperatur der Luft nimmt in der Regel mit der Höhe ab. Radiosonden messen den Temperatur- und Feuchteverlauf der Atmosphäre mit der Höhe. Wenn man die Werte in ein Temperatur-Höhen-Diagramm einträgt und mit einer Linie verbindet, erhält man die Temperaturzustandskurve zum Zeitpunkt der Messung.

Für die Betrachtung der Stabilitätsbedingungen in der Atmosphäre kann das Beispiel mit der Murmel und der Schale sehr gut übertragen werden:

Die atmosphärischen Bedingungen sind stabil, wenn ein Luftpaket, dass zum Beispiel an einem Berg nach oben aus seiner Ausgangslage ausgelenkt wird, sich auf der Rückseite wieder auf die Ausgangshöhe zurückbewegt.  

 3.3.8 Stabile Schichtung

Abb. 3.3.8   stabil geschichtete trockene Atmosphäre

 

Das ist der Fall, wenn das Luftpaket sich bei der Hebung mit der Höhe stärker abkühlt wie die ruhende, umgebende Luft: das angehobene Luftpaket wird kälter als die umgebende Luft, erfährt einen Abtrieb und am Ende wird es sich wieder auf die Ausgangshöhe einpendelt. Vertikale Bewegungen werden bei solch einer Schichtung der Atmosphäre stabilisiert.

Ist also der Hebungsgradient kleiner als der Schichtungsgradient, ist die Atmosphäre stabil geschichtet. (Beispiel oben: Hebungsgradient -1oC/100m, Schichtungsgradient -0,5oC/100m)  

 

Labile Atmosphäre

Andersherum verhält es sich, wenn die Temperaturabnahme der ruhenden Luft größer ist als die des angehobenen Luftpaketes: Ein aus der Ruhelage nach oben ausgelenktes Luftpaket kühlt sich weniger schnell ab wie die Atmosphäre mit der Höhe, die Temperaturdifferenz wächst und damit auch der Auftrieb, den das Luftpaket erfährt: Vertikale Bewegungen werden bei solch einer Schichtung der Atmosphäre verstärkt.

 3.3.9 Labile Schichtung

Abb. 3.3.9   labil geschichtete Atmosphäre

 

Ist also der Hebungsgradient größer als der Schichtungsgradient, ist die Atmosphäre labil geschichtet. (Beispiel oben: Hebungsgradient -1oC/100m, Schichtungsgradient -1,2oC/100m)

 

Indifferente Atmosphäre

Entsprechend ist die Atmosphäre indifferent geschichtet, wenn der Hebungsgradient gleich dem Schichtungsgradienten ist.

 

Veränderung von Gleichgewichtszuständen 

Der Temperaturverlauf in der Troposphäre – und damit die Stabilität der atmosphärischen Schichtung – unterliegt tages- und jahreszeitlichen Veränderungen. Ursachen für Änderungen sind:

  • Tägliche Erwärmung der bodennahen Luft durch Wärmeleitung am Boden und aufsteigender Warmluft (Konvektion/Thermik) --> bewirkt eine Labilisierung der unteren Troposphäre 
  • Nächtliche Ausstrahlung: 
    Bodeninversionen entstehen durch die nächtliche Abkühlung (Ausstrahlung) der Erdoberfläche. Diese kühlt wiederum die unteren Luftschichten ab. Deswegen ist an der Untergrenze einer Inversion die Temperatur am niedrigsten und die Luftfeuchte meist sehr hoch. Dies führt häufig nachts zu Tau (bzw. Reif, wenn die Lufttemperatur beim Kondensieren (Taupunkttemperatur) unter 0°C liegt.
    --> bewirkt eine Stabilisierung der bodennahen Troposphäre
  • Advektion:
    Höheninversionen entstehen durch Advektion von Warmluft in der Höhe (Aufgleitinversion).  bewirkt eine Stabilisierung oder Labilisierung (wenn gleichzeitig die Feuchtigkeit zu nimmt) in der Höhe
  • Absinken:
    Höheninversionen entstehen auch durch das Absinken der Luftmassen in der Höhe bei steigendem Druck (Absinkinversion im Hochdruckgebiet). 
    --> bewirkt eine Stabilisierung in der Höhe

Für die Wettervorhersage ist die Kenntnis der atmosphärischen Temperatur- und Feuchteverteilung von wesentlicher Bedeutung. Deshalb werden von den Wetterdiensten mit Hilfe von Radiosonden weltweit zur gleichen Zeiten Temperatur- und Feuchtemessungen mit der Höhe durchgeführt.  

Trägt man die an einem Ort gemessenen Werte in ein Temperatur-Höhen-Diagramm ein und verbindet sie mit einer Linie, erhält eine Temperaturzustandskurve der Atmosphäre – einen sogenannten Temp

Beispielhaft hier eine Temperaturzustandskurve der Atmosphäre mit den entsprechenden Schichtungsgradienten gespiegelt an einer Trockenadiabaten:

3.3.10 Atmosphaerische Schichtung ueberadiabatische Schicht

Abb. 3.3.10   Stabilitätsbedingungen in der Atmosphäre

 

Temps und Temp-Vorhersagen werden vom Deutschen Wetterdienst und anderen Wetterdatenanbietern Online bereitgestellt, so dass du dir selbst ein Bild über die Temperaturverteilung mit der Höhe an verschiedenen Orten machen kannst.  

Die folgende Darstellung zeigt die zeitliche Veränderung der Temperaturzustandskurve an einem sommerlichen Vormittag: 

3.3.11 Radiosondenmessungen 

Abb. 3.3.11   Änderung des Temperaturverlaufs in den untersten 2000m der Atmosphäre am 26.04.1974 in Meppen von 5:30 bis 13:00 Uhr. (Daten aus Beyer, Roth (1976))

 

Eine Bodeninversion in den unteren 200m Höhe, die sich in der Nacht durch Ausstrahlung gebildet hat, wird bis 8 Uhr „weggeheizt“: die Sonne erwärmte den Erdboden und damit die bodennahe Luft. Erste Warmluftpakete steigen auf, kühlen sich dabei trockenadiabatisch ab und beenden den Aufstieg erst, wenn ihre Temperatur auf die Temperatur der Umgebungsluft abgesunken ist. 

Mit dem Aufsteigen der Luftpakete ist ein ausgleichendes Absinken zwischen den Steiggebieten verbunden. Dabei erwärmt sich die absinkende Luft trockenadiabatisch. Da an der Obergrenze des thermisch durchmischten Raumes die aufsteigende wie absinkende Luft etwa gleiche Temperatur haben, stellt sich im weiteren Verlauf auch der gleiche trockenadiabatische Temperaturgradient in der Umgebungsluft ein. Das heißt, dass die Schichtung im Allgemeinen im thermisch durchmischten Raum adiabatisch, also indifferent ist. Neue, stärker erwärmte Thermikblasen steigen in dem adiabatisch geschichteten Bereich auf und stoßen in die darüber liegende stabilere, noch nicht durchmischte Zone. Die Atmosphäre wird also allmählich von unten her trockenadiabatisch aufgeschichtet, und zwar so lange, bis das Kondensationsniveau erreicht wird (hier erstmals um 11 Uhr) oder keine weitere Erwärmung stattfindet. 

Ob die untere Atmosphäre stabil oder instabil ist, kannst du am Rauch aus einem Schornstein erkennen.

3.3.12 Schlot neu

Abb. 3.3.12   Rauch als Indikator für die Stabilität der bodennahen Schichtung 

 

Was bei den Messungen weiter auffällt, ist die Ausbildung eines Bereiches in Bodennähe, der überadiabatisch geschichtet ist, d.h., dass hier die Temperaturabnahme mit der Höhe größer als 1 Grad Celsius/100m ist. Entsprechend wird diese Schicht auch als „Überadiabatische Schicht“ bezeichnet. Je weiter man sich dem Erdboden nähert, desto größer wird die Temperaturänderung. Offensichtlich reicht in Bodennähe eine trockenadiabatische Schichtung nicht aus, um Thermikblasen freizusetzen. 

Die Ursache hierfür liegt in der intensiven Durchmischung der bodennahen Luft, die die Temperaturunterschiede der einzelnen überhitzten Wärmeluftpakete gegenüber der Umgebung bei den in Bodennähe noch sehr geringen Steiggeschwindigkeiten sehr rasch abbaut. Auch werden die Warmluftpakete, die bereits anfangen aufzusteigen, durch Reibung mit benachbarten turbulenten Wirbeln stark abgebremst. Erst wenn die bodennahe Schichtung so labil geworden ist, dass bei geringem Aufsteigen eines Luftpakets mit ausreichender Temperaturdifferenz (und damit Dichtedifferenz) der Auftrieb ausreichend groß wird, kann es die bodennahe Luftschicht verlassen und weiter aufsteigen. Die unteren etwa 20m der überadiabatischen Schicht wirkt also praktisch wie eine Art Filter, der nur Luftpakete aufsteigen lässt, die ein ausreichendes Temperaturgefälle zur Umgebung aufweisen. Aber noch zwei weitere Vorgänge laufen in den unteren 100 bis 200m der Atmosphäre ab: Zum einen beschleunigen sich die aufsteigenden Luftkörper aufgrund einer größeren Übertemperatur gegenüber der Umgebung deutlich, und zum andern vereinigen sich kleinere Thermikelemente zu größeren, kräftigeren. Hierdurch wird oberhalb dieser Schicht die Thermik endlich so, wie sie sich dem Segelflieger darstellt, nämlich als mehr oder weniger ausgedehnte Aufwindgebiete, in welchen Steiggeschwindigkeiten vorliegen, die ein Segelflugzeug in die Höhe befördern können.

In der überadiabatischen Schicht kann in den untersten 5 Metern die Temperatur mit der Höhe um bis zu 5°C sinken.

Wie bereits dargestellt, spielt neben dem Temperaturverlauf mit der Höhe auch die Luftfeuchte eine wesentliche Rolle im Wettergeschehen. Auch der Luftfeuchtigkeitsverlauf mit der Höhe wird von den Radiosonden gemessen.

Beispielhaft hier eine Temperatur- und Feuchtezustandskurve der Atmosphäre mit den entsprechenden Schichtungsgradienten: 3.3.13 Atmosphaerische Schichtung Feuchtadiabatisch

Abb. 3.3.13   Stabilitätsbedingungen in der Atmosphäre bei feuchtadiabatischem Aufstieg

 

Die Luftfeuchte wird hierbei als Taupunkt angegeben. Bei dieser Temperatur ist die Luft mit Wasserdampf gesättigt. Kühlt man die Luft mit der Temperatur TA bei konstantem Druck bis zum Taupunkt TS ab, kommt es zur Kondensation – zur Nebelbildung.

Die Differenz zwischen der Temperatur TA und dem Taupunkt TS bei gleichem Druck bezeichnet man als „Taupunktdifferenz“, oder auch „Spread“. 

Steigt ein Luftpaket auf, nimmt mit der Höhe der Luftdruck ab, es dehnt sich aus und kühlt sich adiabatisch ab. Durch die Ausdehnung verringert sich aber auch die Absolute Feuchte, und damit der Taupunkt. Was gleich bleibt, ist das sogenannte „Mischungsverhältnis“, die Luftfeuchte gemessen in Gramm Wasserdampf pro Kilogramm trockener Luft (g/kg). Der Taupunkt verringert sich um 0,2°C/100m. 

Entsprechend berechnet sich bei Cumulusbewölkung die Höhe des Cumuluskondensationsniveaus, indem der Spread mit 125 Metern multipliziert wird:

                                                      Basishöhe = (TA – TS) * 125m

In der Abbildung oben beträgt die Lufttemperatur TA am Boden 16°C, der Taupunkt TS 8°C. Beim Spread von 8°C ergibt sich eine Basishöhe von 8 * 125m = 1000m. 

Die in der Abbildung eingetragene rot-gestrichelte Linie zeigt die Abnahme des Taupunkts beim Aufstieg und wird als „Linie gleichen Sättigungsmischungsverhältnis“ in Thermodynamischen Diagramm-papieren genannt.

Bis 1000m Höhe steigt also eine Thermikblase sich trockenadiabatisch abkühlend auf. Der weitere Aufstieg erfolgt mit feuchtadiabatischer Abkühlung, bis die Temperatur der aufsteigenden Luft gleich der der umgebenden Luft ist. In diesem Beispiel ist das – bedingt durch eine Inversion – in 1700m Höhe der Fall.

Der Spread ist nicht nur ein Maß zur Berechnung des Cumuluskondensationsniveaus, er ist auch eine Hilfe zur Abschätzung des Wolken-Bedeckungsgrads in einem Höhenniveau: nähert sich der Spread dem Wert 0, wächst der Bedeckungsgrad.  

 

3.3.5  Thermik und Thermikentstehung

Inhalt:

  • Thermikauslösung
  • Thermik und Cumuluswolken
  • Ausbreitungen und Überentwicklungen
  • Blauthermik
  • Thermik im Jahres- und Tagesverlauf

Thermikauslösung

Damit ein erwärmtes Luftpaket die überadiabatische Schicht tatsächlich verlässt oder verlassen kann und – später – einen ausfliegbaren Aufwind bildet, benötigt es entweder eine ausreichende Größe und Temperaturdifferenz zur umgebenden Luft („thermische Auslösung“) oder eines Vorgangs, der das wärmere Luftpaket etwas anhebt / in eine kühlere Umgebung befördert ("dynamische Auslösung"). In Getreidefeldern wird manchmal ein Temperaturunterschied von 7°C zur darüber liegenden Luft gemessen. Auch können Industriekomplexe eine lokal deutlich höhere Temperatur als die Umgebung aufweisen und ein ausreichend großes Warmluftvolumen erzeugen. Bekannt sind auch Kraftwerke mit ihrem Kühlturm als stationäre Thermikquellen.

 3.3.14 Thermikentstehung

Abb. 3.3.14   rein thermische Auslösung eines Aufwinds

Überwiegend bedarf es als Anstoß für einen Aufwind aber sogenannter „Auslöser“. Normalerweise verursacht der Wind den Aufstieg von Thermikblasen: Wenn die Luftströmung das Warmluftpaket gegen ein Hindernis oder eine Hangkante bewegt, wird sie in eine deutlich kühlere Umgebung angehoben und erfährt damit genügend Auftrieb für den weiteren Aufstieg. Diese Auslöser werden als „Abreißkanten“ bezeichnet.   

 3.3.15 Abloesung an Abreisskante

Abb. 3.3.15   Thermikablösung an einer Waldkante
Abbildung aus dem Video „Wolken, Wind und Thermik“ (siehe unten in diesem Kapitel)

Eine Störung in der überadiabatischen Schicht löst eine Thermikblase aus. Die warme Luft steigt auf und kühlt sich zunächst trockenadiabatisch pro 100 m um 1°C ab. Steigt die Blase weit genug auf, sinkt die Temperatur unter den Taupunkt. Luft wird gesättigt und der Wasserdampf beginnt zu kondensieren. Ab diesem Moment steigt die Luftblase feuchtadiabatisch auf. Die Cumuluswolke verrät, dass es dort Steigen gibt. 

3.3.16 Aufwind mit überadiabatischer Schicht 

Abb. 3.3.16   Warmluft aus der überadiabatischen Schicht speist einen Aufwind

Thermik unter Cumuluswolken

Ein erfahrener Segelflieger lernt die Wolken zu lesen und entscheidet, welche Cumuluswolke er anfliegt und welche nicht. Cumuluswolken in Form eines Dreiecks mit der Spitze nach oben (blumenkohlförmige Wolken) haben meist die beste Thermik. Das Steigen ist normalerweise auf der Sonnen-oder Windseite.

Sobald das Kondensationsniveau erreicht ist, erfolgt der weitere Aufstieg feuchtadiabatisch. Mächtigere Cumuluswolken kennzeichnen eine feuchtlabile Schichtung im Wolkenniveau. Die Feuchtlabilität ist mit einer erneuten Beschleunigung der Thermikblase verbunden, was einen Sogeffekt auf die nachströmende Luft unterhalb der Wolke bewirkt und auch hier das Steigen weiter verstärkt. 

 3.3.17 Thermiklebenslauf

Abb. 3.3.17   Lebenslauf eines Aufwinds

Wenn eine Cumuluswolke nicht mehr mit warmer Luft versorgt wird, löst sie sich auf. Eine solche Wolke sieht eher wie ein umgedrehtes Dreieck mit sich auflösenden Wolkenfetzen aus. Es handelt sich nicht mehr um eine scharf abgegrenzte blumenkohlförmige Wolke. Die Wolke wird mehr und mehr transparent.

3.3.18 CU Lebenslauf

Abb.3.3.18:  Lebenslauf einer Cumuluswolke

Auf dem Bild siehst du, wie sich Cumuluswolken bilden und auflösen. Der Wind löst die warme Luft vom Boden. Der Segelflieger, der auf die größte Wolke (5) zufliegt, läuft Gefahr, dass er keinen Anschluss mehr finden kann, wenn er unter der Wolke ankommt. Die ersten drei Wolken zeigen an, dass sich die Cumuluswolke noch in der Aufbauphase befindet. Er sollte besser solch eine Wolke anfliegen. In der Phase, in der der Cumulus voll ausgebildet ist, wird die Wolke an der Spitze breiter. Bei den letzten drei Wolken wird die Basis schmaler und ist nicht mehr klar umrissen. Die Wolke liefert kein Steigen mehr, sondern eher Sinken.

Um zu lernen, welche Wolken sich auflösen oder bilden, solltest du ab und zu bewusst Cumuli beobachten. Wenn du die gleiche Wolke nach einer Minute betrachtest, kannst du sehen, ob die Wolke gewachsen ist oder sich aufgelöst hat. Achte auf die Form einer Wolke. Hat die Wolke eine schöne gerade Basis und die Form eines Dreiecks oder siehst du auflösende Fetzen. 

In der Regel findest du das beste Steigen unter einer Cumuluswolke unterhalb des dicksten Teils der Wolke, wo die Basis am dunkelsten ist, oder auf der Sonnen- oder windzugewandten Seite. Wo das beste Steigen an einem Tag zu finden ist, musst du dir erfliegen. Bei jeder neuen Wolke suche das stärkste Steigen auf der gleichen Seite, auf der du es bei der vorherigen Wolke gefunden hast.

 3.3.19 Steigen unter CU

Abb. 3.3.19   ein kräftiger Aufwind hebt lokal die Basis einer ausgedehnten Cumuluswolke an

Manchmal hebt die wärmere Luft in einem Aufwind das Kondensationsniveau ein wenig an und du siehst eine Delle in der Wolkenbasis. Fliege darauf zu.

3.3.20 Steigen unter CU Sonne 

Abb. 3.3.20   Bei wenig Wind und ausgedehnteren Cumuluswolken ist das Steigen auf der Sonnenseite

 

Bestimme die Sonnenseite der Wolke und behalte die Windseite im Auge. Bei wenig Wind und großen Cumuli befindet sich das Steigen meist auf der Sonnenseite.

 3.3.21 Aufwind in CU bei Wind

Abb. 3.3.21   Bei zunehmender Windgeschwindigkeit im Wolkenniveau befindet sich das Steigen auf der Luvseite

Wenn die Windgeschwindigkeit im Wolkenniveau zunimmt, dann liegt das Steigen auf der Luvseite. Wenn die Windgeschwindigkeit an der Wolkenbasis abnimmt, ist das stärkste Steigen auf der Leeseite. Normalerweise nimmt der Wind mit der Höhe zu, weshalb du zwischen der Sonnen- und der Windseite die größte Chance auf Thermik hast.

In niedrigen Höhen sind die hohen Cumuluswolken zur Thermiksuche von geringem Nutzen. Es ist viel klüger, den Boden zu analysieren und nach möglichen Auslösern zu suchen. Die Art des Bodens, die Farbe des Bodens, seine Wärmeleitfähigkeit aber auch der Bewuchs und besonders die Bodenfeuchte beeinflussen die Erwärmung der Bodenoberfläche, und damit auch die der bodennahen Luft (bei hoher Bodenfeuchte wird ein wesentlicher Anteil der eingestrahlten Energie für die Verdunstung benötigt!). In niedriger Höhe solltest du das Spiel "kalt, warm oder heiß" ausprobieren:

  • 'Kalt': Wasser absorbiert Wärme bis in große Tiefen, über großen Wasserflächen findet man meist keine Thermik. Das Gleiche gilt für feuchte Wiesen und tagsüber mitten über großen Wäldern (mit Einschränkungen!). In Flussniederungen ist die Thermik schwächer und hört früher auf.
  • 'Warm': Heide und Getreidefelder werden recht warm und liefern eher Thermik. Wichtig ist die Windrichtung zu kennen. Auf der Leeseite solcher Flächen löst die Thermik ab. Wenn ein Maisfeld oder eine Heidefläche an einen Wald oder ein Gewässer grenzt, suche über dem Waldrand.
  • 'Heiß': Sandflächen, Städte, ein Feld mit Sonnenkollektoren und Kraftwerke liefern oft starke Thermik. Wieder suche auf der Leeseite. Stein kann am Abend noch viel Wärme abgeben. Oft findet man abends auf der Leeseite einer Stadt einen Aufwind Blase, während die ganze Umgebung mausetot ist.
  • 'Suche Geländekanten‘: Senkrecht von der Sonne beschienene Hänge erwärmen sich stärker als flaches Land. Zudem bilden die Hangkanten Abreißkanten.
  • 'Suche die Sonne': Thermik tritt an Orten auf, die die Sonne etwa 10 Minuten lang geschienen hat. Ein von Wolken beschattetes Gebiet bietet wenig Chancen für Thermik. Wenn du ein großes Gebiet durchqueren musst, in dem die Sonne kaum auf den Boden scheint, lohnt es sich oft zu warten, bis sich die Wolken verzogen haben und die Sonne wieder scheint.

In Kapitel 7 Flugleistung und Flugplanung findest du weitere Informationen zum Thermikflug. Zum Beispiel

  • zur Vorfluggeschwindigkeit
  • zum Finden und Anfliegen der Thermik
  • zum Zentrieren
  • zur Querneigung und Geschwindigkeit
  • zur Flugtechnik

Ausbreitungen und Überentwicklungen

Die höheren Luftschichten können recht trocken oder recht feucht sein. Wenn die Luft trocken ist, lösen sich die Thermikwolken schnell auf. Wenn die Luft in der Höhe bereits recht feucht ist (hohe relative Luftfeuchtigkeit), lösen sich die Wolken schwerer auf. Besonders bei Deckelung des Thermikraums durch eine Inversion laufen die Cumuluswolken auseinander und lösen sich langsamer auf, als sich weitere Cumuluswolken bilden: Es „macht dicht" und die Wolken schirmen die Sonne ab. Dieser Effekt wird als „Ausbreitung“ bezeichnet.  Am Boden sieht man immer weniger Stellen, an denen noch die Sonne scheint. Der Boden kühlt ab und die Thermik verschwindet. Nach einiger Zeit lösen sich die Wolken wieder auf, die Sonne erreicht wieder den Boden und die Thermik nimmt wieder zu. Eine solche thermische Pause kann recht lange dauern. 

Als „Überentwicklung“ bezeichnet man den Übergang einer Cumuluswolke in eine Schauer- und Gewitterwolke (Cumulonimbus). Es bilden sich verstärkt hochreichende Quellwolken mit begrenzter Schauertätigkeit.

Blauthermik

Die Luft steigt nicht immer so weit auf, bis eine Wolke entsteht. Wird das Kondensationsniveau nicht erreicht, spricht man von Blauthermik. Blauthermik ist schwieriger zu finden, das Steigen ist aber kaum geringer als bei flachen Cumuluswolken. Blauthermik findet man, wenn man genau auf den Boden schaut. Feuchte Wiesen und Seen sind zu meiden, dunkler oder sandiger Boden wärmt am meisten.  Bei Blauthermik schaue nur auf den Boden. Wälder befinden sich auf höher gelegenen Flächen. Höhere Böden sind trockener. Die Felder in der Nähe des Waldes liefern die notwendige Warmluft für Thermik. Thermikblasen werden dann oft auf der Luvseite von Wäldern abgelöst. Folge also den Wäldern!

Am späten Nachmittag und am Abend geben auch die Wälder selbst Thermik ab ("Abendthermik"; besonders Kiefernwälder). Suche diese Thermik auf der Leeseite. Auch in der Nähe von Dörfern und Städten suche die Thermik auf der Leeseite oder in der Mitte.

Manchmal siehst du etwas, das auf das Vorhandensein eines Aufwinds in der Blauthermik hinweist. Manchmal bildet sich ein dunstiger Schleier am Kopf der Thermik. Gegen die Sonne ist das am besten zu sehen. Bei starken Aufwinden steigen auch Staub, Rauch, Sand und Gras auf.

Wenn sich eine Warmluftblase ablöst, saugt sie die Warmluft aus der ganzen Umgebung ab. Dann steigt die warme Luft in Form eines großen Rüssels nach oben. Neben der aufsteigenden Luft siehst du im Bild auch absinkende Luft. Wo ein Aufwind sich abgelöst hat, entsteht Unterdruck. Es strömt Luft aus der Umgebung nach, und es sinkt Luft kompensierend aus der Höhe ab. Auf diese Weise stellt sich wieder ein Gleichgewicht in der Atmosphäre ein. Bevor du in einen Aufwind einfliegst, kündigt sich dieser oft durch Sinken an und du weißt, dass du in der Nähe eines Aufwinds bist.

Wegen des Windes ist ein Thermikschlauch leicht geneigt. Suche daher die Thermik auf der Leeseite des Ortes, an dem du den Ablösepunkt der Thermik erwartest. Bei starkem Wind lösen sich die Warmluftblasen viel früher, die Thermik steht schräger und ist horizontal elliptisch in die Länge gezogen oder zerrissen. 

3.3.22 Aufwind schraeg 

Abb. 3.3.22   bei Wind ist der Aufwind von der Quelle weg mit dem Wind geneigt

An der Stelle, an der sich ein thermischer Aufwind abgelöst hat, werden sich, wenn sich die Umstände nicht ändern, immer neue Thermikblasen ablösen. Auf einem Segelflugplatz spricht man oft von Hausbärten – oder neudeutsch - von Hotspots. Das ist der Ort, an dem du in der Regel Steigen erwarten kannst.

 3.3.23 Thermikblase

Abb. 3.3.23   Aufgrund der Wirbelstruktur der Thermikblase findest du das stärkste Steigen in der Mitte

Eine aufsteigende Thermikblase schiebt die darüber befindliche Luft zur Seite. In der Blase kommt es zu einer Rotation/Wirbelbildung, bei der du in der Mitte das beste Steigen und an den Rändern das geringste findest. Diese Verteilung des Steigens hilft den Aufwind zu zentrieren (Kreisen im stärksten Steigen). Im Zentrum des Aufwinds finden wir regelmäßig Steigungswerte von 1, 2 und manchmal bis zu 5 m/s. Am Kopf der Blase nimmt das Steigen ab und ist aufgrund der nach außen gerichteten Strömung unruhig.  

Thermik im Jahres- und Tagesverlauf

Thermik im Jahresverlauf

Manchmal gibt es Tage, an denen es von halb zehn Uhr morgens bis halb acht Uhr abends Thermik gibt. Ein idealer Tag, um über Land zu fliegen oder einen Fünfstundenflugversuch zu unternehmen. Aber woher weiß man im Voraus, dass es gute und lange Thermik geben wird?

3.3.25 Verteilung Strahlung 

Abb. 3.3.25   Verteilung der Strahlungsenergie bei unterschiedlichen Einfallwinkeln

Im mitteleuropäischen Winter steht die Sonne relativ flach über dem Horizont, die Strahlung verteilt sich über eine größere Fläche. Zudem ist die Sonnenscheindauer kurz. Die Einstrahlung reicht nicht aus, um die Lufttemperatur im Tagesverlauf deutlich zu erhöhen: Daher gibt es im Winter in unserem Land selten brauchbare Thermik. 

Die Monate Mai, Juni und Juli sind in Deutschland im Durchschnitt die Monate mit den meisten Chancen auf lange Thermikflüge. Der Sonnenstand ist dann am höchsten (größte Einstrahlung) und die einfließenden Luftmassen sind in dieser Zeit oft kälter als im August. Die Thermik beginnt sich normalerweise zu entwickeln, wenn die Sonne über einem Winkel von 45° über dem Horizont steht.

Thermik im Tagesverlauf

Nachts strahlt die Erde Wärme ab. In wolkenlosen Nächten ist diese Strahlung am größten. Die Bodenoberfläche kühlt stark ab. Bei wenig oder keinem Wind bildet sich über der Erdoberfläche eine Luftschicht, die deutlich kälter ist als die Luft darüber.

3.3.24 Bodeninversion 

Abb. 3.3.24   Temperaturzustandskurve mit einer Bodeninversion

Wir nennen das eine Bodeninversion. Diese Schicht ist normalerweise zwischen 10 und 100 m dick. Ausfliegbare Thermik entsteht erst, wenn die Sonne die Inversionsschicht aufheizt und die adiabatisch aufgeheizte Luftschicht bis etwa 600m Höhe herauf reicht. 

Den Tagesgang der Thermik bestimmen an Strahlungstagen dann der nächtliche Verlauf der Temperaturzustandskurve sowie die Luftfeuchteverteilung den Verlauf der Thermikentwicklung: Die Taupunktdifferenz (Spread: Differenz zwischen Temperatur und Taupunkt in einer Höhe) in Bodennähe bestimmt die Höhe des Kondensationsniveaus, die im Cumuluswolkenniveau den Wolkenbedeckungsgrad. Die Tagestemperatur steigt am schnellsten – und der Zeitpunkt der Auslösung ausfliegbarer Thermik wird am schnellsten erreicht -, wenn die nächtliche Bodeninversion nicht sehr stark ausgeprägt ist und der Schichtungsgradient der Luft darüber nicht sehr stabil ist (nahe an -1oC/100m Höhe): Die Fläche zwischen der Trockenadiabaten bei Erreichen der Auslösetemperatur für ausfliegbare Thermik und nächtlichen Temperaturzustandskurve eingezeichnet in einem Temperatur-Höhen-Diagramm – einem sogenannten Adiabatenblatt - ist ein Maß für die Energie, die zum Erreichen der Auslösetemperatur notwendig ist.

 3.3.26 Adiabatenblatt

Abb. 3.3.26   Stüwe-Adiabatenblatt

Im Sommer steht in Deutschland die Sonne gegen 13 Uhr Sommerzeit am höchsten, aber der Boden erwärmt sich durch die Strahlung bis 15:00 Uhr noch weiter. Um 15:00 Uhr ist die Bodentemperatur am höchsten und daher ist die Thermik am Nachmittag zwischen 14:00 und 15:00 Uhr meist am stärksten. Nach 15:00 Uhr ist die Ausstrahlung größer als die Einstrahlung, die Temperatur sinkt und damit nimmt die Thermikintensität ab.

 3.3.27 Tagesgang Temperatur

Abb. 3.3.27   Tagesgang der Temperatur

Höhe, Stärke und Dauer der Thermik

Heutzutage gibt es Webseiten, die uns sagen, wann die Thermik einsetzt und endet, wie stark die Thermik sein und wie hoch sie reichen wird. 

Du kannst dir selber einen Eindruck über den Verlauf der Temperatur mit der Höhe verschaffen, indem du dir die vom Deutschen Wetterdienst oder anderen Wetterdatenanbietern bereitgestellten Temperaturzustandskurven – die sogenannten Temps – anschaust.

Die Auslösetemperatur für ausfliegbare (Blau-)Thermik ermittelst du, indem du in dem passenden regionalen nächtlichen Temp aus 600m Höhe über Grund vom Schnittpunkt mit der Temperaturzustandskurve entlang einer Trockenadiabaten den Schnittpunkt mit der Flugplatzhöhe suchst. Der Zeitpunkt des Erreichens der Höhe für ausfliegbare Thermik wird in den Segelflugwetterberichten als „Thermikbeginn“ definiert.

Das Cumulus-Kondensationsniveau kannst du ermitteln. indem du den Schnittpunkt einer Linie gleichen Sättigungsmischungsverhältnisses mit Basis im Taupunkt am Boden mit der Temperaturzustandskurve suchst. Gehst du von diesem Schnittpunkt aus der Trockenadiabaten entlang bis zum Boden, erhältst du die Auslösetemperatur zur Bildung von Cumuluswolken. Die maximale Höhe der Cumuluswolkenbasis ermittelst du am einfachsten, indem du die Differenz aus Tagesmaximumtemperatur und Taupunkt mit 125m multiplizierst.  

3.3.28 Auftriebsverteilung

Abb. 3.3.28   Temperaturzustandskurve bei Auslösung von Cumuluswolken
Mit der Höhe werden die Temperaturunterschiede abgebaut. Dann bestimmt die Taupunktdifferenz ("Spread") den Auftrieb, den ein Thermikpaket erfährt.

Die Thermikstärke (das mittlere Steigen) wird im Wesentlichen beeinflusst durch die Höhe der Cumuluswolkenuntergrenze, der vertikalen Erstreckung der Cumuluswolken sowie der Advektion:

Max. Höhe des
trockenad. Aufstiegs

mittlere Steigen

 Blauthermik

1 km
2 km
3 km

1,0 m/s
2,0 m/s
3,0 m/s

 Thermik mit kleinen Cu

1 km
2 km
3 km

1,2 m/s
2,4 m/s
3,6 m/s

 Thermik mit stärkerer Cu-Bewölkung und
 anhaltender Kaltluftadvektion

1 km
2 km
3 km

1,5 m/s
3,0 m/s
4,5 m/s


Das maximale Steigen eines Tages liegt etwa 1/3 über dem mittleren Steigen.

Die vertikale Verteilung des Steigens nimmt in der Regel mit der Höhe zu. Bei Annäherung an die Cumulus-Wolkenbasis wird das Steigen durch die Wolkenmächtigkeit sowie eine Gradientabschwächung/Inversion und die Umgebungsfeuchte bestimmt: Bei flachen Cumuli an Inversionen sowie flachen Cumuli und einer geringen Taupunktdifferenz in der Höhe nimmt das Steigen mit Annäherung an die Basis in der Regel ab, sonst zu. Ursache hierfür ist die fehlende Beschleunigung der aufsteigenden Luft durch eine Übertemperatur bzw. eine merkliche Taupunktdifferenz.   

Das Ende der Thermik wird an Schönwettertagen einige Stunden vor Sonnenuntergang durch die bereits wieder abnehmende Temperatur am Boden verursacht. Bei Advektionsfreiheit kann von 2,5-3h vor Sonnenuntergang ausgegangen werden. Der Zeitpunkt kann früher erreicht werden, wenn z.B. durch Warmluftadvektion* (horizontal wird mit der Strömung Warmluft herantransportiert) oder Strahlungsminderung die thermisch durchmischte Schicht schneller stabilisiert, also schneller unteradiabatisch geschichtet wird (ca. 1h früher). Umgekehrt wird der Zeitpunkt später erreicht, wenn z.B. durch Kaltluftadvektion die thermisch durchmischte Schicht bildlich gesprochen "von außen" labilisiert wird (ca. 1h später). Auch die Wolkenmächtigkeit übt einen Einfluss auf die Thermiklänge aus. So ist die Thermik in Verbindung mit mächtigeren Cumuli aufgrund der Eigendynamik der Wolke langlebiger als z.B. die bei flachen Cumuli oder bei Blauthermik. Zu bedenken ist dabei, dass ein Anschluss der Thermik aus geringer Höhe dann aber recht schwierig ist.

Wolkenstraßen

Sind Cumuluswolken in parallelen Reihen aufgereiht, spricht man von „Wolkenstraßen“. Unter ihnen findest du gutes Steigen, und wenn du unter ihnen entlang fliegst, kannst du große Strecken ohne zu Kreisen zurücklegen.

 3.3.28 Wolkenstrassen

Abb. 3.3.29   Wolkenstraßen

Wolkenstraßen entstehen bei:

  • höheren Windgeschwindigkeiten 
  • mit der Höhe etwa gleichbleibender Windrichtung
  • mit der Höhe zunehmender Windgeschwindigkeit, die etwa ab der Wolkenuntergrenze wieder abnimmt
  • einer Inversion, die den Thermikraum nach oben begrenzt.

Diese Bedingungen findet man häufig auf der Rückseite einer Kaltfront bei höheren Windgeschwindigkeiten.

Der Abstand zwischen den Straßen beträgt etwa das 2½-fache der Thermikraumhöhe. Die Wolkenstraßen bilden sich nahezu parallel zur Windrichtung (die Abweichung beträgt meist weniger als 20° zur Windrichtung). Zwischen den Straßen befinden sich Bereiche mit verstärktem Sinken. Wenn du von einer Straße zur nächsten wechseln willst, solltest du das im rechten Winkel tun, um das Sinken zwischen den Straßen auf kürzestem Weg zu durchqueren.

Auch bei Blauthermik können sich Aufwindstraßen bilden. Der Abstand der Blauthermikaufreihungen beträgt ebenfalls das 2½-fache der Thermikraumhöhe. 

Wenn du bei Blauthermik fliegst, lohnt es sich, gegen oder mit dem Wind das nächste Steigen zu suchen. Wenn du in einem Gebiet mit längerem Sinken fliegst, ändere die Flugrichtung senkrecht zur Windrichtung, denn du bist wahrscheinlich genau zwischen zwei Aufwindstraßen geflogen. 

 3.3.29 Wolkenabstand

Abb. 3.3.30   typisches Verhältnis von Thermikhöhe zu Aufwindabstand

Aber auch bei wenig oder keinem Wind ist die Thermik bei ausreichender Labilität im durch eine Inversion abgeschlossenen Thermikraum ziemlich regelmäßig verteilt. Der horizontale Abstand zwischen den Aufwinden beträgt – wie bei den Wolkenstraßen - normalerweise etwa das 2½-fache der Thermikraumhöhe. Bei mehr Wind neigen dann die Aufwinde dazu, sich mehr in Windrichtung anzureihen.

3.3.30 Zirkulation Wolkenstrassen 

Abb.3.3.31:  Strömungsverhältnisse zwischen Wolkenstraßen

Thermikwellen

Thermikwellen entstehen über Wolkenstraßen, wenn oberhalb der Basis eine kräftige Windscherung von ca. 60° besteht. Die Wolken wirken dann wie ein Berg auf die Strömung und zwingen die Luft zum Aufsteigen. 

Adiabatische Prozesse in den Bergen

Luft steigt auch auf, wenn sie einen Berg überqueren muss. Auf der windzugewandten Seite / im Luv steigt die Luft als Hangaufwind auf, auf der windabgewandten Seite / im Lee sinkt die Luft ab.

Das Steigen entlang des Hanges ist – abhängig vom Hangprofil und -verlauf – eher ungleichmäßig.

Auch im Gebirge kühlt sich die Luft im Luv des Berges mit 1°C pro 100 Meter ab (so der Abkühlung nicht eine thermische Erwärmung entgegenwirkt). Erreicht die aufsteigende Luft das Kondensationsniveau, steigt sie feuchtadiabatisch weiter auf und es kann sich auch Niederschlag bilden. Auf der Leeseite sinkt die Luft – sich trockenadiabatisch erwärmend – ab und die Bewölkung löst sich auf (siehe 3.8.3 Föhn).

Die Entstehung und Verteilung der Thermik im Gebirge wird stark durch die Ausrichtung der Berge beeinflusst.

   3.3.31 adiabatische Prozesse Berg

Abb. 3.3.32  Strömungsverhältnisse im Bergland im Tagesverlauf

In den Bergen gibt es Hänge, an denen die Sonne am frühen Morgen oder am späten Nachmittag in einem Winkel von 90° auf den Hang scheint. Deshalb ist der Verlauf der Thermik im Gebirge anders als im Flachland.

Unten der Link zum Video: Wolken, Wind und Thermik.  Ein Video, das für Gleitschirmflieger gemacht wurde, aber auch sehr lehrreich für Segelflieger ist (55 Minuten).

Link zu https://youtu.be/Ujf-i5iUS5A

 3.3.32 Lehrfilm

Abb. 3.3.33   Link zum Lehrfilm „Wolken, Wind und Thermik“ des DHV

Zusammenfassung

 Der Übergang von:

    • eines Festkörpers zu einer Flüssigkeit wird als Schmelzen bezeichnet,
    • einer Flüssigkeit zu Gas wird als Verdunsten bezeichnet,
    • eines Gases zu einer Flüssigkeit wird als Kondensieren bezeichnet,
    • eine Flüssigkeit zu einem Feststoff wird als Gefrieren bezeichnet,
    • fest zu gasförmig wird als Verflüchtigung / Sublimieren bezeichnet,
    • ein Gas zu einem Feststoff wird als Reifbildung / Ausfällen / Ablagern / Resublimieren bezeichnet
  • Latente Wärme (latent ist verborgen). Zum Verdunsten von Wasser wird Wärme benötigt. Bei der Kondensation wird diese Wärme wieder frei (latente Wärme) und wird an die Luft in der Aufwindblase abgegeben.
  • Luft ist ein guter Isolator und ein Luftpaket mit einer anderen Temperatur und Feuchtigkeit vermischt sich nicht so leicht mit umgebender Luft.
  • Luft ist instabil, wenn ein aufsteigendes Luftpaket weiter aufsteigen kann.
  • Wenn die Luft bis zum Kondensationsniveau aufsteigt, nennen wir das „trockenadiabatisches Aufsteigen“, die Temperatur sinkt um 1°C pro 100 Meter. Ab dem Kondensationsniveau beginnt der „feuchtadiabatische Aufstieg“, die Luft kondensiert und gibt Wärme an die Luft ab, wodurch die feuchtadiabatisch aufsteigende Luft sich um weniger als 1°C pro 100 Meter abkühlt. 
  • In Bodennähe entsteht durch die Erwärmung durch die Sonne oft eine überadiabatische Schicht (die Temperaturabnahme ist dort viel größer als 1°C pro 100 m). 
  • Die Thermik befindet sich in der Regel auf der Sonnen- oder windzugewandten Seite der Wolken.
  • Bei Ausbreitung bilden sich die Wolken schneller, als sie sich auflösen. Der Boden ist abgeschirmt. Nach einer Thermikpause - wenn sich die Wolken wieder aufgelöst haben und die Sonne wieder den Boden erreicht - setzt die Thermik oft wieder ein.
  • Von Überentwicklung spricht man, wenn sich nach anfänglich guter Thermik Schauer und Gewitter bilden
  • Steigt die aufsteigende Luft nicht bis zum Kondensationsniveau auf, spricht man von Blauthermik.
  • Wolkenstraßen werden gebildet bei:
    • starker Wind 
    • ziemlich konstanter Windrichtung
    • einer mit der Höhe zunehmenden Windstärke, die in der Nähe der Wolkenbasis wieder abnimmt
    • einer Inversionsschicht, die den Thermikraum nach oben abgrenzt.
  • Die Höhe der Wolkenbasis kann berechnet werden, indem man die Taupunkttemperatur von der Maximaltemperatur subtrahiert und diese Zahl mal 125m multipliziert.