Seite - 9 - in Änderung des Gewitter- und Hagelpotentials im Klimawandel

2.1MeteorologischeGrundlagen verwendet, dieesermöglicht, auchbei feuchterLuftweiterhinmitderGaskonstante für trockeneLuft zu rechnen.Damitgilt auch θV=TV ( p0 p )RL cp . [2.7] Finden im Luftpaket diabatische Wärmeübergänge statt, bestimmt man analog zu Glei- chung(2.5)diepseudopotentielleTemperaturθe.SiedefiniertdieTemperatur,dieein Luftpaketannimmt,wennespseudoadiabatischaufsteigt, bisdergesamteWasserdampf auskondensiert ist, und danach trockenadiabatisch auf 1000hPa gebracht wird. Bolton (1980)leiteteeinesemi–empirischeGleichungfürθe füreinenpseudoadiabatischenPro- zess unter Annahme von Sättigung mit Hilfe des Wasserdampfpartialdrucks e und der TemperaturTLCL imHebungskondensationsniveau (siehenächsterAbschnitt) ab: θe(p,T,r)∼=T ( p0 p )0,2854(1−0,28·r) exp ( r(1+0,81·r)(3,376 TLCL −0,00254) ) , [2.8] wobei TLCL∼= 28403,5ln(T)−ln(e)−4,805+55 [K] . [2.9] T wird hier inK, p inhPaund r ing/kg eingesetzt. Der Exponentialterm spiegelt hier die latente Energie aufgrund von Phasenübergängen wider. Bei geringer Feuchte (z.B. inderhöherenAtmosphäre)gehtderTermgegenEinsundθenähert sichθ an. Jehöher θe ist, umsomehrEnergie stehtdemLuftpaket zurVerfügung. Ein weiterer Parameter, der die Feuchtebedingungen in der Atmosphäre beschreibt, ist das niederschlagsfähige Wasser (engl. precipitable water content). Wird nur der Ge- samtwasserdampfgehalteinerLuftsäulefüreineEinheitsgrundflächebetrachtet,dersich auskondensiert anderErdoberflächeergebenwürde (Salby,1996), gilt: TQV=−1 g ∫ p2 p1 r(p)dp . [2.10] Typischerweisewerdenals IntegrationsgrenzenderDruckanderErdoberflächep1=pB und eine Druckfläche am Oberrand der Troposphäre angegeben. Verschiedene Studien (GreeneundClark,1972;Billet et al., 1997;Pianiet al., 2005;Cao,2008)habenbereits gezeigt, dassTQVeinenengenZusammenhangzuHagelereignissenaufweisenkann. 9