3.3  Thermodynamik

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“. 

 

Abb. 3.3   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

Die Erscheinungsformen fest, flüssig und gasförmig von Stoffen

Inhalt:

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

Die Phasenübergänge der Erscheinungsformen von Stoffen

 

3.3.1.1  Kondensation, Verdampfung, Sublimation, Gefrieren und Schmelzen

Benennung der Phasenübergänge

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.

3.3.1.2  Was passiert, wenn Eis erhitzt wird?

Beschreibung der Phasenübergänge von Wasser

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.

3.3.2  Grundbegriffe der Thermodynamik

Zustand und Zustandsänderung eines Systems in Bezug auf Druck, Temperatur und Dichte

Inhalt:

• 3.3.2.1 Thermodynamische Prozesse
• 3.3.3.2 Diabatische und adiabatische Prozesse

Bedeutung der allgemeinen Gasgleichung

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.

3.3.2.1  Thermodynamische Prozesse

Die wechselseitige Beeinflussung eines Systems und seiner Umgebung durch Energieübertragung

Abb. 3.3.2.1   Luftpumpeneffekt – Druck erzeugt Wärme

Ein Beispiel aus der Meteorologie:

 

3.3.2.2  Diabatische und adiabatische Prozesse

Unterscheidung der Zustandsänderung von Systemen mit bzw. ohne Energieaustausch mit der Umgebung

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.

3.3.3  Adiabatische Prozesse

• 3.3.3.1 Adiabatische Prozesse
• 3.3.3.2 Temperaturzustandskurve und Temperaturgradienten 

3.3.3.1  Adiabatische Prozesse

Zustandsänderungen eines Systems ohne Energieaustausch mit der Umgebung am Beispiel eines aufsteigenden Thermikpakets

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

3.3.3.2  Temperaturzustandskurve und Temperaturgradienten

Änderung der Lufttemperatur mit der Höhe, Temperaturgradienten, Bedeutung des Kondensationsniveaus

 

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 Hebungsgradient 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.

3.3.4  Stabilität der Schichtung

Gleichgewichtseigenschaften der Atmosphäre bei unterschiedlicher Temperaturschichtung

Inhalt:

• 3.3.4.1 Gleichgewichtsbedingungen vertikaler Bewegungen
• 3 3 4 2 Veränderung von Gleichgewichtszuständen 

3.3.4.1  Gleichgewichtsbedingungen vertikaler Bewegungen

Eigenschaften einer stabilen, labilen und indifferenten Atmosphäre

• Einleitung
  
• Stabile Atmosphäre
• Labile Atmosphäre
• Indifferente Atmosphäre

Einleitung

Begriffserklärungen: stabil, labil und indifferent

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.

 

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.

Stabile Atmosphäre

Bedingungen, unter denen sich ein aufsteigendes Luftpaket mit der Höhe stärker abkühlt als die Umgebungsluft

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:

 

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.

Labile Atmosphäre

Bedingungen, unter denen sich ein aufsteigendes Luftpaket mit der Höhe weniger abkühlt als die Umgebungsluft

Indifferente Atmosphäre

Bedingungen, unter denen sich ein aufsteigendes Luftpaket mit der Höhe in gleichem Maße abkühlt wie die Umgebungsluft.

3.3.4.2  Veränderung von Gleichgewichtszuständen

Ursachen und Auswirkungen von Stabilitätsänderungen der atmosphärischen Schichtung

Inhalt:

• Einleitung
• Temperaturzustandskurve
• Änderung im Tagesverlauf
• Stabile oder labile Schichtung
• Feuchtadiabatischer Aufstieg

Einleitung

Ursachen für tages- und jahreszeitliche Änderungen der atmosphärischen Schichtung

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

Temperaturzustandskurve

Temps und Temp-Vorhersagen zur Temperaturverteilung mit der Höhe an einem Ort

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. 

Änderung im Tagesverlauf

Beispiel-Temps im sommerlichen Tagesverlauf

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

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. 

Stabile und labile Schichtung

Indikatoren zum Erkennen einer stabilen und labilen 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.

Feuchtadiabatischer Aufstieg

Aufstieg von Luftpaketen innerhalb von Wolken, Faustformel für die Höhenberechnung der Cumuluswolken-Untergrenze

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.

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

Die Differenz zwischen der Temperatur T_A und dem Taupunkt T_S 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 = (T_A – T_S) * 125m

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

Die in der Abbildung eingetragene blau-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.

3.3.5  Thermik und Thermikentstehung

Bedingungen für Thermikauslösung, Entstehungs- und Auflösungsphasen eines Aufwindes, Sonnen- und Windeinfluss auf das beste Steigen, jahres- und tageszeitliche Einflüsse auf die Aufwindstärke

Inhalt:

• 3.3.5.1 Thermikauslösung
• 3.3.5.2 Thermik und Cumuluswolken
• 3.3.5.3 Ausbreitungen und Überentwicklungen
• 3.3.5.4 Blauthermik
• 3.3.5.5 Thermik im Jahres- und Tagesverlauf

3.3.5.1  Thermikauslösung

Unterscheidung thermische und dynamische Auslösung, Hindernisse als "Abreißkante"

 

 

3.3.5.2 Thermik unter Cumuluswolken

Aufbau- und Auflösungsphasen einer Cumuluswolke, Sonnen- und Windeinfluss auf den Ort des besten Steigens unter der Wolke

• Lebenslauf eines Aufwindes
• Bestes Steigen
• Windeinfluss

Lebenslauf eines Aufwindes

Entstehungs- und Auflösungsphasen eines Aufwindes bzw. einer Cumuluswolke

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.

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.

Bestes Steigen

Wolkenmerkmale zum Auffinden des kräftigsten Aufwindes, Einfluss der Sonnenposition zur Wolke

 

 

 

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
  

3.3.5.3  Ausbreitungen und Überentwicklungen

Ursachen und Auswirkungen für eine Ausbreitung und Überentwicklung von Cumuluswolken

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. 

3.3.5.4  Blauthermik

Thermik ohne Cumuluswolkenbildung

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.

 

 

3.3.5.5  Thermik im Jahres- und Tagesverlauf

Der tages- und jahreszeitliche Einfluss auf die Aufwindstärke aufgrund unterschiedlich starker Sonneneinstrahlung, Einfluss der Höhe der Cumuluswolkenbasis auf die Thermikstärke, Bedingungen für die Ausbildung von Wolkenstraßen

• Thermik im Jahresverlauf
• Thermik im Tagesverlauf
• Höhe, Stärke und Dauer der Thermik
• Wolkenstraßen
• Thermikwellen
• Adiabatische Prozesse in den Bergen

Thermik im Jahresverlauf

Einfluss des jahreszeitlich unterschiedlichen Einfallswinkels der Sonneneinstrahlung auf die Strahlungsenergie an der Bodenoberfläche und damit auf die Thermik

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?

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. 

Thermik im Tagesverlauf

Einfluss des tageszeitlich unterschiedlichen Einfallswinkels der Sonneneinstrahlung auf die Strahlungsenergie an der Bodenoberfläche und damit auf die Thermik

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. 

 

Höhe, Stärke und Dauer der Thermik

Ermittlung der zu erwartenden Thermik mit Hilfe eines Temps, Thermikstärke in Abhängigkeit von der Höhe des trockenadiabatischen Aufstiegs

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.

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.   

Wolkenstraßen

Bedingungen, unter denen sich Aufwinde und Cumuluswolken in parallelen Reihen ausbilden

 

Wolkenstraßen entstehen bei:

• einer Inversion, die den Thermikraum nach oben begrenzt 
• einer Windgeschwindigkeit von mehr als 15 km/h
• zentralen (dynamischen Hochdruckgebieten: an deren Rand in Regionen mit geradlinig verlaufenden Isobaren und hohen Windgeschwindigkeiten (je höher die Inversion, desto höher muss die Windgeschwindigkeit sein)
• Zwischenhochs (thermischen Hochdruckgebieten) und Hochdruckkeilen: an deren Rand mit stärker gekrümmten Isobaren und deutlicher Windrichtungsänderung (Windscherung) mit der Höhe im Thermikraum.

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. 

 

 

Thermikwellen

Aufwinde an und über Wolkenstraßen

Adiabatische Prozesse in den Bergen

Thermische Strömungsverhältnisse in den Bergen in Abhängigkeit vom Einstrahlungswinkel der Sonne

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).

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).

 

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,
  • einer Flüssigkeit zu einem Feststoff wird als Gefrieren bezeichnet,
  • fest zu gasförmig wird als Verflüchtigung / Sublimieren bezeichnet,
  • eines Gases 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:
  • starkem 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.

Anker:  Änderung = Thermo0; Kondensation-Verdampfung = Thermo0a; Eiserhitzung = Thermo0b;

Grundbegriffe = Thermo1; Thermodyn Prozesse = Thermo1a; DiabAdiab Prozessse = Thermo1b

Adiabatische Prozesse = Thermo2; Adiabatische Prozesse = Thermo2a; Temperaturzusatndskurve-Gradient = Thermo2b

Stabi+Schichtung = Thermo3; Gleichgewichtsbedingungen = Thermo3a; Einleitung = Thermo3a1; StabAtmosphäre = Thermo3a2; LabAtmosphäre = Thermo3a3; Indiff Atmos = Thermo3a4; VerändGleichgew = Thermo3b; Einleit = Thermo3b1; Tempzustandskurve = Thermo3b2; Tagesverlauf = Thermo3b3; StabLabSchichtung = Thermo3b4; FeuchtAbstieg = Thermo3b5;

Thermik = Thermo4; Thermikauslösung = Thermo4a; Themik+Cum = Thermo4b; Lebenslauf = Thermo4b1; Steigen = Thermo4b2; Windeinfluss = Thermo4b3; Ausbreitung = Thermo4c; Blauthermik = Thermo4d; Thermik JahrTag = Thermo4e; ThermJahr =Thermo4e1; ThermTag = Therm4e2; HöheTerm = Thermo4e3; Wolkenstraßen = Thermo4e4; Thermikwellen = Thermo4e5; AdiProz Berge = Thermo4e6

Zusammenfassung = Thermo-Zus

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