Absinken der Schneefallgrenze im Gailtal durch den Entzug von Schmelzwärme. Inhaltsverzeichnis ABBILDUNGEN...4 TABELLEN MOTIVATION...

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1 Inhaltsverzeichnis ABBILDUNGEN...4 TABELLEN MOTIVATION AUFGABENSTELLUNG Das Untersuchungsgebiet Das Klima im Gailtal Die Stationen im Untersuchungsgebiet Maria Luggau Kornat Kötschach- Mauthen Plöckenhaus Reisach Nassfeldpass Hermagor Villacher Alpe (Dobratsch) Villach Weitere Stationen in der Nähe des Gailtales QUALITÄT DER DATEN THEORETISCHE GRUNDLAGEN Bildung von Niederschlag Kalte Wolken Homogene Nukleation Heterogene Nukleation Kontaktnukleation Wachstum der Eiskristalle Wachstum durch Sublimation Wachstum durch Akkretion Wachstum durch Aggregation

2 4.2. Methoden zur Bestimmung der Schneefallgrenze Menschliche Beobachtung Feuchttemperatur Äquivalentpotentielle- bzw. die Äquivalenttemperatur Radar Äquivalentpotentielle Temperatur in 850hPa Relative Topografie Bestimmung der Schneefallgrenze im Untersuchungsgebiet Abkühlung einer Luftmasse durch den Entzug von Schmelzwärme Abkühlung durch Freisetzen von Schmelzwärme Gibbssche Fundamentalform Trockene Enthalpie Phasenwechsel im Gleichgewicht Feuchte Enthalpie Die Ausbildung der 0 C- Isothermie Verzögerung des Abkühlungsprozesses Horizontale Advektion Vertikalbewegungen Kondensationswärme Zusammenfassung AUSWERTUNGEN Methodik der Auswertung Allgemeine Datenverarbeitung Niederschlagsabkühlung Abkühlung durch Niederschlag Absinken der Schneefallgrenze Die Schneefallwahrscheinlichkeit im Gailtal Schneefall oder Regen, wann schneit es im Gailtal? Tiefe Temperaturen am Dobratsch Hohe Niederschlagsintensität Fallbeispiel vom auf den

3 5.4. Fronten Kaltfronten Die Schneefallwahrscheinlichkeit im Gailtal bei Kaltfronten Zusammenhang zwischen Niederschlagsintensität und Abkühlung Kaltfrontcomposit Vertikalprofil einer Kaltfront Fallbeispiel einer Kaltfront vom Warmfronten Die Schneefallwahrscheinlichkeit im Gailtal bei Warmfronten Zusammenhang zwischen Niederschlagsintensität und Abkühlung Vertikalprofil einer Warmfront Fallbeispiel einer Warmfront vom Inversionen Fallbeispiel einer Inversionslage mit Schneefall vom Zusammenfassung WEITERE AUSSICHTEN LITERATURVERZEICHNIS

4 Abbildungsverzeichnis Abb. 1.1: Modelltopografie des GFS [ 9 Abb. 1.2: Starkschneefall in Villach am Abb. 2.1: Das Obere Gailtal aus Südwesten aufgenommen. Im Vordergrund rechts erhebt sich der Polinik (2331m, Karnische Alpen), links im Bild ist der Felsstock des Reißkofels (2371m, Gailtaler Alpen) zu erkennen. (Foto E. Hohenwarter) Abb. 2.2: Die Reichweite des herbstlichen Niederschlagsmaximums [aus Wakonigg, 1968: 222] Abb. 2.3: Blick vom Dobratsch nach Südwesten ins Gailtal (talaufwärts). Links im Bild die Karnischen Alpen Abb. 2.4: Die einzelnen Stationen im Untersuchungsgebiet. rot: ZAMG TAWES, gelb: ZAMG Klima/ Synop, blau: Hydrostation, grün: AHP- Station Abb. 2.5: Der Eiskargletscher aufgenommen aus Norden Abb. 2.6: Synopstation Reisach [aus 125 Jahre Gailregulierung, 2001: 39] Abb. 2.7: Der Nassfeldpass aufgenommen aus Norden am Abb. 2.8: Die Synopstation am Dobratsch (links) und der Messturm der automatischen Station (rechts) (Foto: G. Hohenwarter) Abb. 4.1: Die Schneefallgrenze bzw. Nullgradgrenze als Funktion der Schichtdicke der relativen Topografie 500/ 1000hPa und der äquivalentpotentiellen Temperatur in 850hPa [aus Steinacker, 1983: 86] Abb. 4.2: Fühlbarer und latenter Wärmefluss von bzw. zu einer Schneeflocke Abb. 4.3: Entwicklung der 0 C- Isothermie und der Fractocumuli bei ursprünglich feuchtstabiler Schichtung [aus Findeisen, 1940: 52] Abb. 5.1: Vergleich der aus Formel 5.1. berechneten Abkühlung mit der gemessenen Abkühlung in Reisach für alle Niederschlagsereignisse (links) und für Niederschlagsereignisse mit Schneefall bis ins Gailtal (rechts) Abb. 5.2: Vergleich der aus Formel 5.2. berechneten Abkühlung mit der gemessenen Abkühlung in Kötschach- Mauthen für alle Niederschlagsereignisse (Grafik links) und für Niederschlagsereignisse mit Schneefall bis ins Gailtal (Grafik rechts) Abb. 5.3: Absenkung der Schneefallgrenze als Funktion der Niederschlagsmenge (links) [aus Steinacker, 1984: 84]; Absinken der Schneefallgrenze über gefrorenem Boden als Funktion der Niederschlagsintensität (rechts), durchgezogene Linie für Täler, gestrichelte Linie für Ebenen [aus Geb, 1984: 4]

5 Abb. 5.4: Schneefall im Gailtal dank intensiver Niederschläge sowie Abkühlung am Berg (rechts), trotz Abkühlung am Berg Regen im Gailtal aufgrund geringerer Niederschläge (links) Abb. 5.5: Großwetterlage in Europa am [ 60 Abb. 5.6: Großwetterlage in Europa am UTC [ 61 Abb. 5.7: 850hPa- Temperaturkarte in Europa am UTC [ 61 Abb. 5.8: Vertikalprofile aus dem Gailtal vom h bis zum h Abb. 5.9: Vergleich der aus Formel 5.2. berechneten Abkühlung mit der gemessenen Abkühlung in Kötschach- Mauthen Abb. 5.10: Zusammenhang zwischen der stündlichen Abkühlung von Θ e am Dobratsch und den stündlichen Niederschlagswerten aus Kötschach- Mauthen Abb. 5.11: Zusammenhang zwischen der stündlichen Abkühlung von Θ e am Dobratsch und den stündlichen Niederschlagswerten aus Kötschach- Mauthen sowie der Anzahl der Fälle Abb. 5.13: Temperaturverteilung in 850hPa in Europa am 14. und jeweils 00UTC [ 70 Abb. 5.14: Vertikalprofile aus den Stationen Kötschach- Mauthen, Maria Luggau, Plöckenhaus, Nassfeld und Villacher Alpe Abb. 5.15: Großwetterlage in Europa am UTC [ 72 Abb. 5.16: Großwetterlage in Europa am UTC [ 72 Abb. 5.17: Großwetterlage in Europa am [ 73 Abb. 5.18: Großwetterlage in Europa am UTC [ 77 Abb. 5.19: Großwetterlage in Europa am [ 77 Abb. 5.20: Großwetterlage in Europa am [ 78 Abb. 5.21: Großwetterlage in Europa am UTC [ 79 Abb. 5.22: Temperaturverteilung in 850hPa am 21. (links) und in Europa [ 80 Abb. 5.23: Vertikalprofile vom 21. auf den Abb. 5.24: Vertikalprofile vom Uhr bis zum Uhr Abb. 5.25: Großwetterlage am UTC in Europa [ 83 5

6 Abb. 5.26: Großwetterlage am UTC [ 83 Abb. 5.27: Linien gleichen Niederschlags in Oberkärnten am (ÖK Bundesamt für Eich- und Vermessungswesen) Abb. 5.28: Großwetterlage in Europa am [ 86 Abb. 5.29: Großwetterlage in Europa am [ 87 Abb. 5.30: Vertikalprofile vom bis zum

7 Tabellenverzeichnis Tab. 2.1: Übersicht der Stationen; RRh= stündliche Niederschlagsmengen, RR12= 12- stündliche Niederschlagsmengen, NSH= Neuschneehöhe, rf;p/h= stündliche Werte von relativer Feuchte/ Druck, AW= Grundlage für die Auswertungen Tab. 5.1: Absinken der Schneefallgrenze im Zusammenhang mit der Niederschlagsintensität (über das ganze Niederschlagsereignis gemittelte stündliche Niederschlagsmengen) Tab. 5.2: Schneefallwahrscheinlichkeit im Gail- bzw. Lesachtal Tab. 5.3: Schneefallwahrscheinlichkeit in Kötschach- Mauthen im Zusammenhang mit der über alle Niederschlagsereignisse gemittelten Niederschlagsintensität bei einer Temperatur < -4 C am Dobratsch Tab. 5.4: Schneefallwahrscheinlichkeit im Gail- bzw. Lesachtal bei Kaltfronten, wenn die Temperatur am Dobratsch im Zuge einer Kaltfront noch über -2 C liegt bzw. unter -2 C oder unter -4 C sinkt Tab. 5.5: Messwerte aus dem Untersuchungsgebiet während der Kaltfrontpassage zwischen h und h Tab. 5.6: Schneefallwahrscheinlichkeit im Gail- bzw. Lesachtal bei Warmfronten, wenn die Temperatur am Dobratsch im Zuge einer Warmfront noch unter -4 C liegt bzw. über - 4 C oder -2 C ansteigt Tab. 5.7: Messwerte aus dem Untersuchungsgebiet während der Warmfrontpassage zwischen Uhr und Uhr Tab. 5.8: Neuschneehöhen am ; Stationen von West nach Ost

8 1. Motivation Die Gebirgswelt stellt die Meteorologen seit jeher vor große Herausforderungen. Selbst in Zeiten der hochtechnologisierten Datenerfassung und -verarbeitung liegen die Meteorologen -besonders in den alpinen Regionen- mit ihren Vorhersagen immer wieder ungenau. In Österreich leidet speziell die Alpensüdseite des Öfteren unter Fehlprognosen. Die Gründe dafür sind vielschichtig: - Kärnten ist gegenüber nord- westlichen Witterungseinflüssen durch seine Lage südlich des Alpenhauptkamms recht gut abgeschirmt, was sich in seinen Klimazügen äußert. - In Kärnten sorgen besonders südliche Strömungen an der Vorderseite von Zyklonen über dem Ostatlantik bzw. dem Westlichen Mittelmeer für teils außerordentlich hohe Stauniederschläge. - Auch die Zyklogenese im Golf von Genua und in weiterer Folge die Zugrichtung des Tiefs entlang der Alpensüdseite Richtung Nordosten, die so genannte Vb- Lage, führt im Süden oft zu intensiven Regen- und Schneefällen, wenngleich zumindest im Gailtal die niederschlagsreichste Wetterlage der typische Südstau ist [Wakonigg, 1968: 207]. Die relativ kleine Skala, in der sich die Tiefdruckentwicklungen über Golf von Genua oder auch über der Adria bewegen, erschwert es sowohl den mathematischen Rechenmodellen als auch den Meteorologen im operationellen Dienst eine präzise Vorhersage zu erstellen. Die Auflösung des verwendeten Gitters beim amerikanischen GFS (Global Forecast System) Modell beträgt etwa 0,5 Grad (das entspricht rund 55km) [ Beim europäischen Modell ECMWF (European Centre for Medium-Range Weather Forecasts) beträgt der Gitterpunktsabstand 25km. Wenn man nun bedenkt, dass die inneralpinen Täler zwar oft bis zu 200km lang aber nur 1-5km breit sind, kann man sich vorstellen, wie ungenau die Modellinformationen für einzelne Talorte sein können. Zu guter Letzt kommt dann auch noch die Modelltopografie, welche bei den globalen Modellen die einzelnen Alpentäler noch nicht auflösen kann, mit ins Spiel! Somit befinden sich Orte, die in Wirklichkeit in den Tälern liegen, nach dem Modell plötzlich 500 oder gar 1000m höher. Anhand der Modelltopografie kann man sofort einige Probleme erkennen. Beim Mitteleuropaausschnitt des GFS- Modells sind einzelne Gebirgszüge in den Alpen quasi nicht vorhanden. 8

9 Die Karnischen Alpen kann man in der Modelltopografie nicht erkennen, sondern sie zeichnen sich nur durch einen Anstieg von der Adria her ab, werden aber deutlich vom Alpenhauptkamm im Norden und den Dolomiten im Westen überragt. Nach Osten hin ist ein leichter Abfall zu erkennen, wobei sich weder Julischen Alpen noch Karawanken von der Umgebung abheben. Das Klagenfurter Becken liegt nach dieser Darstellung auf einer durchschnittlichen Höhe von knapp 1000m. Abb. 1.1: Modelltopografie des GFS [ In gewissem Maße kann man sich mit Lokalmodellen, die schon eine deutlich höhere Auflösung haben, als auch mit dem MOS (Modell output statistic) behelfen, wobei das MOS anhand mehrerer Wettermodelle und Klimainformationen für die einzelnen Stationen eine Prognose berechnet. Aber auch diese Hilfsmittel scheitern immer wieder an der Intensität der Niederschlagsereignisse sowie an einer mangelnden Modellgenauigkeit. Besonders südlich des Alpenhauptkammes sorgen Jahr für Jahr kräftige Niederschläge -oft im Zusammenhang mit vorangegangenen Inversionslagen- für Starkschneefälle, die gegen alle Prognosen bis in die Täler reichen. 9

10 In Villach -der Heimatstadt des Autors- sowie im angrenzenden Gailtal wurde dieses Phänomen, dass sich die Schneefallgrenze gegen die Vorhersage bis zum Talboden vorarbeitet, über Jahre hinweg beobachtet. Oft war man als Freund des festen Niederschlages positiv überrascht, dass die Landschaft allmählich weiß wurde. Das ein oder andere Mal war man aber auch schwer enttäuscht, wenn es über 24h hinweg bei Temperaturen zwischen 0 C und +1 C in Villach nur ergiebig regnete, während es im Gailtal bei ähnlichen Temperaturen für Starkschneefall und 50cm Neuschnee reichte. Abb. 1.2: Starkschneefall in Villach am (Foto: G. Hohenwarter) Die Synoptiker hatten bei all diesen Ereignissen immer Probleme die wahre Schneefallgrenze vorherzusagen. Besonders die großen Unterschiede der Schneefallgrenze auf geringe räumliche Distanzen machen den Meteorologen immer wieder zu schaffen. Zwar weiß man, dass besonders im Gail- wie auch im Oberen Drautal bei kräftigen Niederschlägen die Schneefallgrenze oft deutlich unter der vom Modell prognostizierten liegen kann, aber bisher gab es keine quantitativen Untersuchungen, welche sich auf Basis von Messdaten mit diesem Phänomen auseinander gesetzt haben. Während des Studiums der Meteorologie beschäftigte sich der Autor besonders mit den Wetterphänomenen an der Alpensüdseite und als begeistertem Wintersportler waren ihm die Schneefallprognosen ein besonderes Anliegen. Bei der Erstellung von Prognosen für die Schneefallgrenze wurde er dann auch mit den Schwierigkeiten konfrontiert, welche sich in dieser inneralpinen Region auftun. 10

11 Über die letzten Jahre hinweg trug er durch eigene Beobachtungen und Notizen einiges an Wissen über dieses Phänomen zusammen. Dabei fiel ihm auf, dass es über die Niederschlagsabkühlung nur sehr spärliche Literatur gibt. Dies bestärkte ihn aber umso mehr darin sich weiter mit dieser Thematik zu beschäftigen. In der Arbeit soll nun anhand von Messdaten mehrerer Stationen im Gailtal und den angrenzenden Bergen gezeigt werden, welche Voraussetzungen notwendig sind, damit es im Gailtal zu Schneefällen kommt. Der Schwerpunkt der Arbeit soll in der Auswertung von 7 Stationen liegen, die in weiterer Folge noch genauer beschrieben werden. Wie zuvor schon erwähnt, findet man zu diesem Thema kaum Literatur, wobei die vorhandenen Werke meist zwischen 20 und 60 Jahre alt sind. 2. Aufgabenstellung Ziel dieser Arbeit ist es, das Absinken der Schneefallgrenze bei Niederschlägen im Gailtal zu untersuchen. Mit stündlichen Messwerten soll für die einzelnen Niederschlagsereignisse ein Zusammenhang zwischen Niederschlagsintensität, Temperatur und Schneefallgrenze erstellt werden. Als Grundlage dienen stündliche Messwerte von 7 Wetterstationen. Anhand der zur Verfügung stehenden Daten sollen theoretische Werte überprüft und mit bestehenden Auswertungen aus dem Alpenraum verglichen werden Das Untersuchungsgebiet Beim Untersuchungsgebiet handelt es sich um das im Südwesten Kärntens gelegene Gailtal sowie das westlich anschließende Lesachtal. Das Gailtal erstreckt sich von Villach, wo die Gail in die Drau mündet, bis nach Kötschach- Mauthen wo das Gailtal in das Lesachtal übergeht. 11

12 Für die Auswertungen werden jedoch nur das Obere Gailtal, welches von Hermagor bis Kötschach- Mauthen reicht, sowie das Lesachtal herangezogen. Im Norden wird das Gail- sowie das Lesachtal von den Gailtaler Alpen bzw. den Lienzer Dolomiten begrenzt. Die Gipfel der Gailtaler Alpen liegen zumeist zwischen 1800 und 2300m Seehöhe, die höchsten Erhebungen der Lienzer Dolomiten liegen etwa 2700m über dem Meeresspiegel. Nach Süden hin erheben sich die Karnischen Alpen, welche vom Taldurchbruch der Fella bei Thörl Maglern nach Westen hin allmählich ansteigen, ehe sie mit der Hohen Warte knapp südwestlich von Kötschach- Mauthen in 2780m ihren höchsten Punkt erreichen. Abb. 2.1: Das Obere Gailtal aus Südwesten aufgenommen. Im Vordergrund rechts erhebt sich der Polinik (2331m, Karnische Alpen), links im Bild ist der Felsstock des Reißkofels (2371m, Gailtaler Alpen) zu erkennen. (Foto E. Hohenwarter) Die Gail entspringt in 1525m Seehöhe am Kartischer Sattel in Osttirol und fließt dann rund 16km Richtung Osten durch das so genannte Tiroler Gailtal. Bei Maria Luggau (1173m) erreicht sie Kärntner Boden und durchfließt dann das rund 25km lange und zum Bearbeitungsgebiet zählende Lesachtal. Im Talabschnitt zwischen Maria Luggau und Kötschach- Mauthen hat sich die Gail bis zu 200m unter den eiszeitlichen Talboden 12

13 eingegraben, auf dessen Terrassen heute die Ortschaften des Lesachtals liegen. [Poglitsch, 2001: 10] Bei Kötschach- Mauthen (701m) öffnet sich das Gailtal und der Talboden erreicht hier eine Breite von etwa 1 bis 2 km. [Honsig- Erlenburg & Petutschnig, 2000: 24] Der 30km lange Abschnitt zwischen Kötschach- Mauthen und Hermagor wird das Obere Gailtal genannt. Die das Gailtal nach Süden begrenzenden Gipfel der Karnischen Alpen liegen hier im Gegenteil zum Lesachtal, wo die höchsten Gipfel über 2500m erreichen, nur mehr bei etwas über 2000m. Weiter flussabwärts bis nach Arnoldstein handelt es sich um das Mittlere Gailtal und schließlich der letzte Abschnitt bis zur Mündung in die Drau bei Villach wird Unteres Gailtal genannt. [Poglitsch, 2001: 12] In diesem Bereich geht das Gailtal in das Villacher Becken über und weist bereits eine Breite von knapp 4km auf Das Klima im Gailtal Das Gailtal zählt zum südlich- inneralpinen Klima und gehört zu den niederschlagsreichsten Talregionen Österreichs. Nur im Bregenzerwald sowie im Salzkammergut werden in ähnlichen Höhenlagen vergleichbare oder noch größere Niederschlagsmengen gemessen. Im Gegensatz zu den nordalpinen Regionen treten im Gailtal jedoch deutlich weniger Niederschlagsereignisse auf. [Auer et alt., ÖKLIM 2001] An den rund 125 Tagen mit Niederschlag werden jeweils 13 bis 14mm gemessen. Das Niederschlagsmaximum im Gailtal verschiebt sich von den Sommermonaten in die Herbstmonate, wodurch man dieser Regionen mediterrane oder oberitalienische Klimaeinflüsse zuschreiben kann. Anhand der folgenden Abbildung lässt sich sehr schön die Ausdehnung des Herbstmaximums erkennen. Das herbstliche Niederschlagsmaximum erstreckt sich vom Kartitscher Sattel im Westen entlang der Gailtaler Alpen nach Osten und greift im Bereich der Jauken nach Norden bis ins benachbarte Drautal über. Im weiteren Verlauf grenzt sich das Gebiet erhöhten Niederschlags nach Norden hin durch die Gössering und im weiteren Verlauf durch die Gail ab. Im Osten weisen auch noch die Karawanken bis zum Seeberg ein herbstliches Niederschlagsmaximum auf, während dieses im angrenzenden Rosental schon nicht mehr auftritt. 13

14 Abb. 2.2: Die Reichweite des herbstlichen Niederschlagsmaximums [aus Wakonigg, 1968: 222] Im Bezug auf die Niederschläge lässt sich also besonders das Obere Gailtal und das Lesachtal nicht mit anderen inneralpinen Tallagen sondern eher mit dem oberitalienischen Raum vergleichen. [Wakonigg, 1968: 222] Trotz der hohen Niederschlagsmengen ist das Gailtal durch viel Sonnenschein geprägt [Auer et alt., ÖKLIM 2001]. Im Winterhalbjahr sorgt kontinentaler Einfluss für sehr tiefe Minima. Das mittlere jährliche Minimum liegt in Reisach bei etwa -18 C (1971 bis 2000), das absolute Minimum bei -26 C, wodurch man sich doch deutlich vom mediterranen Raum unterscheidet. Im Sommer erreichen die Temperaturen ähnlich wie in anderen geschützten inneralpinen Tallagen knapp über 30 C. [Wakonigg, 1968: 204] 2.2. Die Stationen im Untersuchungsgebiet Bei den Stationen handelt es sich von West nach Ost um: Maria Luggau (1140m), Plöckenhaus (1232m), Kötschach- Mauthen (701m), Reisach (646m), Naßfeld- Pass (1530m), Hermagor (577m) und Villacher Alpe (2156m). 14

15 Zusätzlich zu den Daten dieser Stationen werden auch noch Vergleichswerte der Klimastationen Kornat (1097m) sowie der Synopstationen Reisach (640m) und Villach (494m) herangezogen. Für die Untersuchungen ist es notwendig, dass die vorhandenen Daten in zeitlich und räumlich möglichst hoch aufgelöstem Umfang vorhanden sind, da das Phänomen der Niederschlagsabkühlung meist innerhalb kurzer Zeit passiert. So kann es leicht passieren, dass bei einer Synopmeldung um 6 UTC noch Regen und +5 C gemeldet werden, während es 6 Stunden später um 12 UTC bereits bei 0 C schneit. Um besser erfassen zu können, welche Niederschlagsintensität bei der gegebenen Wetterlage notwendig ist um die Schneefallgrenze um mehrere hundert Höhenmeter absinken zu lassen, sind stündliche Daten unabdingbar. Aus diesen Angaben lässt sich bereits schließen, dass für die Arbeit hoch aufgelöste Temperatur- und Niederschlagswerte überaus wichtig sind. Zusätzlich sind natürlich auch noch Feuchte-, Wind- und Druckinformationen von Vorteil um die Auswertungen auf eine breitere wissenschaftliche Basis stellen zu können. Im Untersuchungsgebiet- dem Gailtal- gibt es von der ZAMG jedoch nur eine TAWES (teilautomatische Wetterstation), die Temperatur, Niederschlag, Feuchte, Druck und Wind misst. Von anderen Stationsbetreibern gibt es im genannten Gebiet keine weiteren kompletten Messstationen. Bei der TAWES handelt es sich um die Station Kötschach- Mauthen (WMO- Stationsnummer 11255) auf 701m Seehöhe am Übergang vom Gail- in das Lesachtal. Die nächsten TAWES nach Osten und Westen befinden sich jeweils schon außerhalb des Bearbeitungsgebietes in Villach (WMO- Nr ) bzw. Sillian (WMO- Nr ). Um eine größere Dichte an Daten zu erhalten ist es somit notwendig auf Wetterstationen zurückzugreifen, die weniger Parameter messen. In diesem Zusammenhang haben sich die Stationen des Hydrografischen Dienstes Kärnten angeboten. Bei diesen werden nur Niederschlag und Temperatur gemessen, diese Parameter aber in stündlichen Intervallen. Dadurch fehlen natürlich Feuchte- und Druckinformationen, aber anhand der vorhandenen Werte kann man zumindest den Zusammenhang zwischen Temperatur und Niederschlag behandeln. 15

16 Abb. 2.3: Blick vom Dobratsch nach Südwesten ins Gailtal (talaufwärts). Links im Bild die Karnischen Alpen mit dem Naßfeld, rechts im Bild der sanfte Rücken der Hochwarter Höhe (1655m) (Foto: E. Hohenwarter) Vom Hydrografischen Dienst stehen 3 Messstationen im Bearbeitungsgebiet zur Verfügung, wobei sich von diesen leider keine im Gailtal selbst, dafür aber eine im Lesachtal befindet. Bei dieser handelt es sich um die Station Maria Luggau in 1140m Seehöhe, welche von Kötschach- Mauthen etwas mehr als 20km Luftlinie entfernt liegt. Nach Osten hin befinden sich im Tal erst im Bezirk Villach bzw. Villach Land die nächsten Stationen des Hydrografischen Dienstes. Die anderen beiden Stationen werden in weiterer Folge noch behandelt. Direkt im Gailtal gibt es aber noch 2 weitere Stationen welche von der Austrian Hydro Power (AHP) betrieben werden. Diese befinden sich in Hermagor (577m) sowie in Reisach (646m), wobei letztere nur wenige Meter von der Synopstation Reisach (WMO- Nr ) entfernt steht. Von diesen beiden hier angeführten Wetterstationen stehen jedoch leider auch nur Temperatur und Niederschlag zur Verfügung. Neben den teilautomatischen Wetterstationen fließen in die Ausarbeitung auch die Synopstationen der ZAMG im Untersuchungsbiet ein. Außer Reisach (WMO- Nr ) befindet sich jedoch keine Station direkt im Gailtal. 16

17 Nach Osten hin findet sich erst in Villach (WMO- Nr ) auf 494m eine weitere Synopstation, welche in der Arbeit aber nur für Fallbeispiele herangezogen wird. Nach Westen hin trifft man überhaupt erst im benachbarten Südtirol auf eine Station, nämlich Toblach (WMO- Nr ). Sonst findet sich nur mehr im Lesachtal in Kornat (interne Nummer 19710) auf 1047m Seehöhe eine Klimastation der ZAMG, deren Messdaten ebenfalls vorliegen. Bei einer kurzen Zusammenfassung lässt sich erkennen, dass im Gailtal 3 Stationen und im Lesachtal 1 Station mit hochauflösenden Daten zur Verfügung stehen, wobei nur bei einer auch Druck, Feuchte und Wind gemessen werden. Weiters existieren 1 Synopstation im Gailtal sowie 1 Klimastation im Lesachtal mit deren Hilfe sich die automatischen gewonnen Daten grob abgleichen lassen. Neben den Messwerten aus dem Gail- und Lesachtal sollen in die Auswertungen Daten aus den das Untersuchungsgebiet begrenzenden Bergen mit einbezogen werden. Besonders für die Unterteilung in die einzelnen Wetterlagen sind Messwerte von Bergstationen unerlässlich. Anhand der äquivalentpotentiellen Temperatur lässt sich sehr schön der Wechsel einer Luftmasse erkennen. Dieser Wechsel findet in den Tälern durch Inversionswetterlagen oft nicht so klar oder stark verzögert statt und kann dadurch für eine Klassifizierung einer Luftmasse oder eines Luftmassenwechsels nur bedingt herangezogen werden. Somit ist man auf Wetterstationen im Gebirge angewiesen, was aber sofort wieder das Problem der Datendichte mit sich bringt. Das Gailtal ist zwar ein klimatologisch hoch interessantes Gebiet, jedoch mangelt es auch hier, wie in weiten Teilen der Alpen, an Stationen in höher gelegenen Regionen. In Österreich befindet sich die dem Oberen Gailtal nächstgelegene Bergstation am Sonnblick (WMO- Nr ) in 3107m Seehöhe, ca. 40km nördlich von Kötschach- Mauthen in den Hohen Tauern. Diese spiegelt jedoch in einigen Fällen nicht die Luftmasse wieder, welche über dem Gailtal liegt. Dadurch wird der Sonnblick nicht in die Auswertungen mit einbezogen. Am ehesten repräsentiert die Villacher Alpe (WMO- Nr ) 2156m, ein Gebirgsstock der die Gailtaler Alpen nach Osten hin begrenzt, die Verhältnisse im bzw. über dem Gailtal. Zwar liegt diese Station Luftlinie rund 50 km von Kötschach- Mauthen entfernt, stellt aber die 17

18 einzige Bergstation in Österreich dar, die der Meinung des Autors nach annähernd zur Klimazone der Südalpen zu zählen ist. Diese ZAMG- Station am Dobratsch, wie die Villacher Alpe in Kärnten genannt wird, beinhaltet sowohl stündliche TAWES- als auch zwischen 6 und 18 UTC dreistündige Synopdaten. Hierbei handelt es sich jeweils um komplette Synopmeldungen. In den österreichischen Alpen selbst existieren ferner im Bearbeitungsgebiet keine weiteren Stationen der ZAMG. In der näheren Umgebung findet man nur noch in Slowenien die Kredarica (14008) 2514m, welche sich rund 75km südöstlich von Kötschach- Mauthen in den Julischen Alpen etwas unterhalb des Triglavs befindet, sowie in Italien den etwa 100km entfernten Passo Rolle (16021) 2004m in den Dolomiten in der Nähe von Predazzo als TAWES bzw. Synopstationen. Von der Kredarica sowie dem Passo Rolle stehen dem Autor leider nur Teile von Zeitreihen zur Verfügung, aus diesem Grund fließen die Daten dieser beiden Bergstationen nicht in die Auswertungen mit ein. Abb. 2.4: Die einzelnen Stationen im Untersuchungsgebiet. rot: ZAMG TAWES, gelb: ZAMG Klima/ Synop, blau: Hydrostation, grün: AHP- Station Um eine höhere Datendichte in den angrenzenden Gebirgszügen zu erreichen wird auf zwei Messstationen des Hydrografischen Dienstes zurückgegriffen, welche jedoch nur Temperaturund Niederschlagsdaten liefern. Beide Stationen liegen hierbei in den Karnischen Alpen, welche das Gailtal nach Süden hin begrenzen. Das Naßfeld einerseits liegt im östlichen Teil des Untersuchungsgebietes etwas mehr als 10km südöstlich von Reisach in 1530m Seehöhe. 18

19 Die Station Plöckenhaus andererseits befindet sich knapp unterhalb des Plöckenpasses in 1232m, ca. 8km südlich von Kötschach- Mauthen. Aus den das Bearbeitungsgebiet nach Norden abschließenden Gailtaler Alpen steht abgesehen vom Dobratsch leider keine weitere Berg- oder Hangstation zur Verfügung. Somit stehen für die Bearbeitung des Themas zwei TAWES mit stündlichen Meldungen von Temperatur, Niederschlag, Druck, Feuchte und Wind, weiters fünf automatische Wetterstationen, welche nur Temperatur und Niederschlag messen sowie zwei Synop- und eine Klimastation zur Verfügung Maria Luggau Die Messstation in Maria Luggau besteht seit dem Jahr 1901 und wird vom Hydrografischen Dienst Kärnten betrieben und liefert seit 1998 stündliche Temperatur- und Niederschlagsdaten. Weiters wird von einem Beobachter die Schnee- bzw. Neuschneehöhe gemessen. Die Station befindet sich auf der Nordseite des Lesachtals in 1140m Seehöhe. Nach Süden hin wird das Lesachtal vom Karnischen Hauptkamm begrenzt. Dieser erreicht im Gebiet rund um Maria Luggau eine durchschnittliche Höhe von ca. 2390m. Auch nach Norden hin überragen die Lienzer Dolomiten bzw. die Gailtaler Alpen das Lesachtal um etwa 1200m. Somit beträgt die Differenz zwischen Tal- und durchschnittlicher Kammhöhe im Raum Maria Luggau etwas mehr als 1200m. Südlich des Hauptkammes der Karnischen Alpen erheben sich mehrere Ost- West gerichtete Gebirgsketten, welche dafür Sorge tragen, dass besonders das westliche Lesachtal sowie das Tiroler Gailtal zwar nicht mehr zu den unmittelbaren Südstaulagen zählen, aber trotzdem noch durch die Nähe zum Mittelmeer geprägt sind. Der mittlere Jahresniederschlag liegt in Maria Luggau nur bei 1254mm ( ). Die Tatsache, dass vor 100 Jahren im Oktober mm gemessen wurden, zeigt jedoch, dass das Lesachtal durchaus noch in den Einflussbereich herbstlicher Starkniederschläge gelangen kann, jedoch reagiert die Region deutlich sensibler auf die Anströmungsrichtung als das benachbarte Gailtal. Die absolut größte beobachtete Tagesniederschlagsmengemenge liegt bei 190,8mm, gemessen am

20 Die absolute maximale Schneehöhe von 205cm ( ) wurde am dokumentiert und verdeutlicht den Schneereichtum dieser Region. [wasser.ktn.gv.at] Kornat Die Klimastation Kornat liegt in 1047m Seehöhe wenige Kilometer westlich von Kötschach- Mauthen auf der Nordseite des Lesachtals. Im Vergleich zu Maria Luggau weist Kornat im Jahresmittel mit 1392mm ( ) um knapp 140mm mehr Niederschlag auf, obwohl der Ort um rund 100 Höhenmeter tiefer liegt. Dies lässt sich auf die Lage im östlichen Teil des Lesachtals zurückführen. In diesem Bereich sind dem Karnischen Hauptkamm nach Süden hin deutlich niedrigere Gebirgszüge als weiter im Westen vorgelagert. Weiters sorgen Nord- Süd gerichtete Täler in diesem Teil der Südalpen dafür, dass die feuchte Mittelmeerluft leichter nach Norden strömen kann. Durchschnittlich fällt in Kornat an 113,5 Tagen mehr als 1mm Niederschlag, wobei es sich in rund 35% dieser Fälle um Niederschlagsmengen >10mm handelt. Die größte Tagesniederschlagsmenge stammt aus Zeitraum vom Oktober und beträgt 162mm. Die durchschnittliche akkumulierte Neuschneehöhe pro Jahr entspricht 240cm wobei die maximale Gesamtschneehöhe zwischen 1971 und 2000 bei 210cm lag. [ Kötschach- Mauthen Die Teilautomatische Wetterstation (TAWES) liegt am westlichen Ende des Gailtales in 701m Höhe und wird von der ZAMG betrieben. Auch der Hydrografische Dienst unterhält in Kötschach- Mauthen eine Wetterstation. Von dieser stehen keine stündlichen Werte zur Verfügung, wohl aber Daten über die Neuschneehöhen, welche von einem Beobachter erfasst werden. Von der TAWES werden Lufttemperatur, Niederschlag, Druck, relative Feuchte und Wind gemessen. Kötschach- Mauthen wird nach Süden hin vom Massiv der Kellerwand und des Mooskofels sowie dem Polinik begrenzt. Dazwischen schneidet sich die tiefe Furche des Plöckenpasses ein. Unmittelbar westlich von Kötschach- Mauthen mündet das Lesachtal in einer rund 200m 20

21 hohen Steilstufe in das Gailtal. Im Nord erheben sich von West nach Ost der sanfte Gipfel der Musen (1950m) gefolgt vom Gailbergsattel und der bis zu 2276m hohen Jauken. Die durchschnittliche Kammhöhe im Raum Kötschach- Mauthen beträgt etwa 1950m Plöckenhaus Die Wetterstation, welche vom Hydrografischen Dienst Kärnten 1951 installiert wurde, liefert seit 1998 stündliche Niederschlags- und Temperaturwerte. In 1232m Seehöhe knapp nördlich des Plöckenpasses gelegen wird sie nach Süden hin vom rund 1750m hohen Hauptkamm der Karnischen Alpen und im Norden vom Polinik (2331m) überragt. Im Westen erhebt sich das mächtige Massiv der Kellerwand. Südlich des Karnischen Hauptkammes sorgt das Tal des But sowie des Tagliamento dafür, dass die feuchte Mittelmeerluft fast ungehindert gegen den Karnischen Hauptkamm strömen kann. Weiters sind den Karnischen Alpen in diesem Gebiet auf italienischer Seite deutlich niedrigere Bergketten vorgelagert als weiter im Westen, wodurch die Region rund um den Plöckenpass bei Südanströmung zu einem der Hauptstaugebiete zählt. Dadurch ergibt sich auch die für diese Höhenlage überdurchschnittlich hohe Jahresniederschlagsmenge von 1877mm ( ). Dass das Plöckengebiet zu den Südalpen zählt und somit ein zweites Niederschlagsmaximum aufweist, zeigt sich auch eindrucksvoll beim absoluten Monatsniederschlagsmaximum, welches bei unglaublichen 1097mm liegt und aus dem November 2002 stammt. Auch die größte Tagesniederschlagssumme stammt mit 209,6mm aus dem Herbst ( ). Die Werte zeigen ganz deutlich, dass diese Region klimatisch in Österreich ein Unikat darstellt, was auch der kleine Eiskargletscher belegt, der in der Nordflanke der Kellerwand in nur rund 2250m existiert. Gerade die intensiven Herbstniederschläge, die oberhalb von 2000m Seehöhe oft schon als Schnee fallen, stellen für diesen Kargletscher die Überlebensgrundlage dar (siehe Abb.2.5 Seite 21). 21

22 Abb. 2.5: Der Eiskargletscher aufgenommen aus Norden (Foto: G. Hohenwarter) Reisach Reisach liegt auf einem Schwemmkegel im Oberen Gailtal in rund 650m Seehöhe. Von der ZAMG wird hier seit etwa 50 Jahren eine Synopstation betrieben, von welcher jeweils um 6, 12 und 18 UTC ein vollständiger Synop absetzt wird. Zu den Zwischenterminen liegen leider keine Werte vor. Zusätzlich hat auch die Austrian Hydro Power eine automatische Wetterstation, an der Lufttemperatur und Niederschlag gemessen werden, errichtet. Der Karnische Hauptkamm sowie der Kamm der Gailtaler Alpen bewegen sich im Gebiet rund um Reisach durchschnittlich zwischen 1800 und 1900m Seehöhe, wodurch sich eine Differenz zwischen Talboden und mittlerem Kammniveau von knapp 1200m ergibt. Die durchschnittliche Jahresniederschlagsmenge in Reisach liegt bei 1441,6mm ( ). Dieser Werte gleicht jenem einer typischen Nordstaulage in ähnlicher Höhenlage wie Bad Aussee (665m) ganz gut, wo über das Jahr hinweg im Schnitt 1532mm Niederschlag fallen. Vergleicht man aber die Zahl der Tage mit Niederschlag >1mm an diesen beiden Stationen, so fällt sofort auf, dass es in den Nordalpen um rund 50 Tage mehr sind. Während es in 22

23 Reisach durchschnittlich 106 Tage mit Niederschlagsmengen >1mm gibt, findet man derer in Bad Aussee gleich 153! Abb. 2.6: Synopstation Reisach [aus 125 Jahre Gailregulierung, 2001: 39] An knapp 43 dieser 106 Tage liegen die Niederschlagsmengen in Reisach aber über 10mm, was etwa 40% der Fälle entspricht. In Reisach zeigt sich schon sehr klar und deutlich das für die Südalpen typische zweite Niederschlagsmaximum im Herbst. So ist der feuchteste Monat nicht mehr der Juli sondern der Oktober mit durchschnittlich 164,1mm Niederschlag. Die höchste absolute Tagesniederschlagsmenge wurde im Zeitraum mit 170mm (im November) gemessen knapp gefolgt von 160mm (im Oktober). [ Nassfeldpass Die Messstation am Naßfeld wird seit 1931 vom Hydrografischen Dienst Kärnten betrieben und liegt in 1530m Seehöhe. Zu den Temperatur- und Niederschlagsdaten, die seit 1998 in stündlicher Form vorliegen, wird von einem Beobachter auch die Schnee- bzw. Neuschneehöhe gemessen. Der Naßfeldpass liegt in den Karnischen Alpen rund 10km südwestlich von Hermagor. Von Süden her können die Luftmassen durch den Taleinschnitt des Tagliamento bei Gemona quasi ohne größere Hindernisse bis zum Naßfeld hin nach 23

24 Norden strömen wo sie entlang des Karnischen Hauptkammes nochmals gestaut und gehoben werden. Auch das Naßfeld zählt zur typischen Südstaulage, bei der es besonders im Herbst zu ergiebigen Niederschlägen kommen kann. Dies zeigt auch die absolute maximale Monatssumme, welche mit 981mm ( ) aus dem November 1951 stammt. Die größte Tagessumme stammt hingegen vom mit 286,1mm ( ). Die durchschnittliche Jahresniederschlagsmenge liegt am Naßfeld bei 2341mm ( ), wodurch dieser Teil der Karnischen Alpen wohl zu den feuchtesten der Ostalpen zählt. [ Abb. 2.7: Der Nassfeldpass aufgenommen aus Norden am (Foto E. Hohenwarter) Der Krippenstein (2050m), welcher am Rande des Dachsteinplateaus liegt, weist z.b. nur 1852mm ( ) im Jahresmittel auf. Einzig im Bregenzerwald findet man ähnliche oder noch höhere Jahresniederschlagssummen, z.b. in Schröcken (1263m) im Bregenzerach- Tal, wo im Mittel 2308,8mm ( ) fallen. [ Der Niederschlagsreichtum der Naßfeldregion spiegelt sich aber auch in der Schneehöhe wieder. So wurde am eine Schneehöhe von 345cm gemessen. [ 24

25 Hermagor Hermagor begrenzt das Obere Gailtal und somit das Bearbeitungsgebiet nach Osten hin. Die auf 577m gelegene automatische Wetterstation, welche Temperatur- und Niederschlagsdaten liefert, wird von der Austrian Hydro Power betrieben. Auch dieses Gebiet wird bei Südstaulagen noch mit kräftigen Niederschlägen versorgt, was die Werte vom nahe gelegenen Naßfeld deutlich zeigen. Leider gibt es aber von Hermagor keine langjährigen Monats- oder Jahresmittel der Niederschlagsmengen, da diese Station erst seit wenigen Jahren betrieben wird. Von Hermagor ostwärts wird das Gailtal breiter und auch die Karnischen Alpen fallen langsam Richtung Thörl Maglern hin ab. Zwischen Tal- und Kammniveau ergibt sich eine durchschnittliche Differenz von etwa 1200m. Durch das vergrößerte Talvolumen steht für den Schmelzeffekt bei Starkniederschlägen aber mehr Energie zu Verfügung was zur Folge hat, dass sich die Schneefallgrenze in diesem Teil des Gailtals etwas langsamer nach unten vorarbeitet Villacher Alpe (Dobratsch) Die Villacher Alpe (2167m) ist ein lang gezogener West- Ost gerichteter Gebirgsstock, der das Untere Gailtal im Norden überragt. Die ZAMG hat auf dem Gipfelkamm in 2156m Seehöhe 1994 eine TAWES errichtet und zusätzlich wird zwischen 6 und 18 UTC alle 3 Stunden eine komplette Synopmeldung und zusätzlich auch noch um 6, 12 und 18 UTC eine Klimameldung abgesetzt. Am Dobratsch herrscht Hochgebirgsklima mit südalpinen Einflüssen. Diese äußern sich gegenüber den Gipfeln der Zentral- und Nordalpen in etwas niedrigeren Windgeschwindigkeiten, mehr Sonne im Sommer und geringerem und seltenerem Niederschlag gegenüber gleich hohen Bergen der Nordalpen. [Auer et alt., ÖKLIM 2001] 25

26 Abb. 2.8: Die Synopstation am Dobratsch (links) und der Messturm der automatischen Station (rechts) (Foto: G. Hohenwarter) Der Jahresniederschlag bleibt mit durchschnittlich 1277,4mm deutlich hinter den Werten des Gailtals zurück und auch das herbstliche Niederschlagsmaximum ist nicht mehr wirklich gut ausgeprägt. [Wakonigg, 1968: 222] So liegen die durchschnittlichen Niederschläge der Monate Oktober und November nur bei etwas mehr als 100mm, in Reisach sind es im Vergleich dazu 164mm (Oktober) bzw. 148mm (November). Die mittlere jährliche Neuschneesumme beträgt am Dobratsch 447cm womit man markant hinter Stationen in vergleichbarer Höhe in den Nordalpen zurückbleibt. Die durchschnittliche maximale Gesamtschneehöhe liegt auf der Villacher Alpe bei 160cm. [ Villach Die Station Villach liegt in der Nähe des Mündungsbereiches der Gail in die Drau und wird von der ZAMG betrieben. Neben einer TAWES werden auch Synop- und Klimabeobachtungen durchgeführt. Mit einem mittleren Jahresniederschlag von 1075mm liegt Villach schon deutlich hinter den Jahresniederschlagsmengen des Gailtals zurück. Auch das herbstliche Niederschlagsmaximum tritt nicht mehr so klar hervor, wenngleich die absolut größte Tagesniederschlagsumme im Zeitraum im Oktober gefallen ist. Im Vergleich zum Gailtal fällt in Villach mit durchschnittlich 93,5cm im Jahr deutlich weniger Neuschnee. [ 26

27 Nachstehende Tabelle soll einen zusammenfassenden Überblick über die im Untersuchungsgebiet zur Verfügung stehenden Stationen geben: Maria Luggau Kornat Kötschach - Mauthen Plöcken -haus Reisach Naßfeld -pass Hermagor Villacher Alpe RRh x x x x x x x x RR12 x x x x x NSH x x x x x x x rf;p x x x AW x x x x Tab. 2.1: Übersicht der Stationen; RRh= stündliche Niederschlagsmengen, RR12= 12- stündliche Niederschlagsmengen, NSH= Neuschneehöhe, rf;p/h= stündliche Werte von relativer Feuchte/ Druck, AW= Grundlage für die Auswertungen Villach Weitere Stationen in der Nähe des Gailtales In der näheren Umgebung zum Untersuchungsgebiet würde auch die TAWES und Klimastation Weißensee liegen, jedoch weist diese nur mehr bedingt die für das Gailtal so charakteristischen Niederschlagsverhältnisse auf. Auch die TAWES und Klimastationen im Drau- und Pustertal werden für die Auswertungen nicht mehr berücksichtigt. 3. Qualität der Daten Die TAWES am Dobratsch weist als einzige der zur Verfügung stehenden Messreihen über eine ununterbrochene Zeitserie auf. Zwar fehlen auch bei dieser Station zeitweise einzelne Parameter, aber anhand der durchgehenden Zeitreihe können die restlichen Daten synchronisiert werden. Die Qualität der Niederschlagsmessung stellt am Dobratsch so wie bei den meisten Bergstationen ein gewisses Problem dar. Dieses fällt in der vorliegenden Arbeit jedoch nicht ins Gewicht, da bei den Niederschlagswerten hauptsächlich die Messungen der Talstationen verwendet werden. Die Taupunktwerte der Villacher Alpe sind über die Werte der Temperatur so wie der relativen Feuchte neu berechnet worden, da die Originaldaten Fehlwerte aufgewiesen haben, die zeitweise eine deutliche Übersättigung bedeutet hätten. 27

28 Im Großen und Ganzen sind die Daten der TAWES aber durchaus zufriedenstellend, was sich auch durch die Synopbeobachtungen verifizieren lässt. Die TAWES in Kötschach- Mauthen ist die einzige automatische Wetterstation im Gailtal, welche nach den Normen der WMO errichtet worden ist. Aus diesem Grund wird dieser Station in den Auswertungen besondere Bedeutung beigepflichtet. Leider besteht aber auch in der Zeitreihe von Kötschach- Mauthen eine große Lücke. Zwischen Dezember 1999 und Ende März 2000 fehlen an sämtliche Tagen die Daten dieser Station. Die Schneehöhenmessung weist leider auch einzelne Lücken auf. Da es in Kötschach- Mauthen keine standardmäßigen Synop- oder Klimabeobachtungen gibt, dienen unter anderem die Werte der vom Hydrografischen Dienst gemessenen Neuschneehöhe zur Beurteilung, ob es in Kötschach- Mauthen geschneit hat oder nicht. Die Synopmeldungen vom Dobratsch und aus Reisach sind beinahe lückenlos vorhanden und zählen wohl zu den besten, die es in Österreich gibt. Die Klimastation in Kornat liefert seit geraumer Zeit verlässliche Daten, welche in den Auswertungen aber nur begrenzt Verwendung finden. Die Messwerte des Hydrografischen Dienstes sind leider mit einigen Fehlern und Messlücken versehen. Bei den Stationen Nassfeld und Plöckenhaus sind in den ersten Jahren aufgrund von Produktionsmängeln der Herstellerfirma um bis zu 40% falsche Niederschlagsmengen gemessen worden, welche nachträglich nicht mehr korrigiert worden sind. Der Fehler ist aber im Vergleich mit den 24h- Summen der Totalisatoren erkannt und in weiterer Folge auch behoben worden. Bei der Station in Maria Luggau ist im Winterhalbjahr zeitweise der Niederschlagssensor eingefroren, wodurch es zu einer Reihe von Fehlwerten gekommen ist, welche für die Auswertungen gestrichen werden mussten. Die verbliebenen stündlichen Daten der einzelnen Niederschlagsereignisse stimmen aber mit den umliegenden Stationen (Plöckenhaus und Kötschach- Mauthen) ganz gut überein, wodurch diese Werte für die Auswertung herangezogen worden sind. Die Meldungen über die Neuschneehöhen vom Naßfeld und von Maria Luggau sind leider auch nicht durchgehend vorhanden. Beim Naßfeld fehlen besonders Daten von Schneefallereignissen im Frühjahr oder Herbst. 28

29 Die Fehlwerte von Maria Luggau sind mit den Neuschneehöhen von Kornat aufgefüllt worden. Kornat liegt zwar um knapp 100 Höhenmeter tiefer als Maria Luggau, aber in Anbetracht der räumlichen Nähe der beiden Orte erscheint dieses Vorgehen gerechtfertigt. Die Temperatur- und Niederschlagsdaten der AHP- Stationen Reisach und Hermagor liefern unterschiedlich gute Daten. In Reisach können die Werte zumindest um 6, 12 und 18 UTC mit jenen der Synopstation verglichen werden. In diesem Zusammenhang zeigt sich, dass die Differenz zwischen automatischer Station und Synop- Beobachtung relativ gering ist. Auch die Temperaturwerte stimmen gut überein, so dass die Daten von der automatischen Station in Zusammenhang mit der ZAMG- Station guten Gewissens für die Auswertungen herangezogen werden können. Die Werte aus Hermagor können leider nicht anhand einer Vergleichsstation kontrolliert werden. Es fällt aber sofort auf, dass die Niederschlagsmessungen stark fehlerbehaftet sein müssen, da diese Station oft deutlich länger Regen meldete als alle umgebenden Stationen. Die Ursache für diese Fehlmeldungen ist dem Autor leider nicht bekannt. Aus diesem Grund finden die Messwerte keinen Eingang in die Auswertungen. 4. Theoretische Grundlagen 4.1. Bildung von Niederschlag In der Natur gibt es zwei Arten von Niederschlagsbildung: - Regenbildung in warmen Wolken - Niederschlagsbildung in kalten Wolken In warmen Wolken kommt während ihrer ganzen Entwicklung nur flüssiges Wasser vor. Je nach Art der Kondensationskerne können aber Wolkentröpfchen auch unterkühlt werden. Generell sind Wolken bis etwa -3 C reine Wasserwolken. Die Regenbildung in warmen Wolken funktioniert besonders in feuchter Luft, wie in den Tropen oder Subtropen, und bei wenigen, dafür aber großen Kondensationskernen, wie sie in maritimen Luftmassen typisch sind, gut. 29

30 In den kontinentalen mittleren Breiten sind nennenswerte Regenfälle aus warmen Wolken die Ausnahme [Bergmann & Schäfer, 2001: 191f]. Nur bei lang anhaltenden Hochnebellagen im Winterhalbjahr kann es in den mittleren Breiten zu messbaren Niederschlägen -in Form von Nieseln- aus den warmen Wolken kommen. Aus diesem Grund wird die Niederschlagsbildung in warmen Wolken in dieser Arbeit nicht näher behandelt. Fortführende Informationen zu diesem Thema findet man z.b. in Atmospheric Science. [Wallace & Hobbs, 2006] Kalte Wolken Wolken werden kalt genannt, wenn sie sich in Höhenlagen befinden, die unterhalb der 0 C- Isotherme liegen. Da aber, wie bereits erwähnt, Tröpfchen auch unter 0 C in flüssiger Form bestehen können, treten auch in kalten Wolken unterkühlte Tröpfchen auf, aus diesem Grund werden sie manchmal auch Mischwolken genannt. In der Atmosphäre vereisen Wolken am häufigsten bei Temperaturen zwischen -5 und -15 C. Dies entspricht dem Temperaturbereich, in dem der größte Unterschied zwischen dem Sättigungsdampfdruck über Wasser und über Eis auftritt. [Bergmann & Schäfer, 2001: 193] Je nach Entstehungstyp bilden sich Eiskristalle bei Temperaturen zwischen -4 und -41 C. Zur Entstehung eines Eiskristalls kann es durch die drei folgenden verschiedenen Möglichkeiten kommen: Homogene Nukleation Enthält ein Tröpfchen keine fremden Partikel, wenn es also chemisch rein ist, dann tritt die Nukleation erst bei Temperaturen um -40 C auf. In diesem Fall hängt der Zeitpunkt der homogenen Nukleation nur vom Tropfendurchmesser ab. Je größer der Tropfen ist, desto früher gefriert er. 30

31 Heterogene Nukleation Neben den Kondensationskernen treten in der Atmosphäre auch so genannte Eiskeime auf. Dabei handelt es sich meist um feinste kristalline Aerosole, die im ersten Schritt als Kondensationskerne dienen. Bei der heterogenen Nukleation sammeln sich dann Wassermoleküle auf der Oberfläche des Tröpfchens und formen eine eisähnliche Struktur, welche sich vergrößert und somit dazu führen kann, dass das Wassertröpfchen gefriert. Die Bildung der Eisstruktur, die der Form des Eiskeims ähnelt, wird durch diesen unterstützt. Je ähnlicher die Kristallstruktur des Eiskeimes jener hexagonalen Struktur des Eises ist, desto eher findet die heterogene Nukleation statt. Aber auch die Größe der Tröpfchen hängt mit dem Gefrieren zusammen, denn große Tropfen enthalten eher Eiskeime als kleine Tröpfchen Kontaktnukleation Neben der Tatsache, dass der Eiskeim von einem Tröpfchen umgeben ist und somit von innen her zur Nukleation führt, gibt es auch die Möglichkeit, dass ein Wolkentröpfchen durch den Zusammenstoß mit einem geeigneten Partikel gefriert. Diesen Prozess nennt man Kontaknukleation. In Laborversuchen wurde nachgewiesen, dass dieser Prozess bei tieferen Temperaturen stattfinden kann, als dies der Fall ist, wenn der Eiskeim im Wolkentröpfchen eingeschlossen ist. [Wallace & Hobbs, 2006: 232f] Wachstum der Eiskristalle Wachstum durch Sublimation In Kalten Wolken treten im Allgemeinen auch unterkühlte Wassertröpfchen auf. Wenn nun in einer Wolke die unterkühlten Tröpfchen im Vergleich zu den Eiskristallen überwiegen, dann tritt im Bezug auf flüssiges Wasser beinahe Sättigung auf. Eine Wasserdampfsättigung bezüglich flüssigem Wasser bedeutet aber eine erhebliche Übersättigung bezogen auf Eis. 31

32 Aus diesem Grund kann Übersättigung im Bezug auf Eispartikel von über 20% auftreten. Diese Tatsache führt dazu, dass die Eiskristalle auf Kosten der Wassertröpfchen wachsen; dieser Vorgang wird Sublimation genannt. Durch das rasche Wachstum beginnen die Eispartikel -relativ zu den Wassertröpfchen- zu fallen. Hierbei kommt es zur Kollision mit einzelnen Tröpfchen, wodurch der Kristall in mehrere Splitter zerbricht. Jeder einzelne dieser Splitter wächst in weiterer Folge als neuer Eiskristall weiter. [Bergmann & Schäfer, 2001: 193] Wachstum durch Akkretion Eine weitere Form des Wachstums tritt dann auf, wenn ein Eispartikel mit einem unterkühlten Wassertröpfchen kollidiert und dieses beim Zusammentreffen spontan an dem Eiskristall anfriert. Dieser Prozess wird Akkretion oder auch Bereifung genannt. Bei entsprechend starker Konvektion können durch die heftigen Aufwinde und die längere Verweildauer in der Wolke sowie durch kräftige Akkretion Graupel- und in weiterer Folge Hagelkörner entstehen Wachstum durch Aggregation In einer kalten Wolke können auch zwei Eispartikel miteinander kollidieren und aneinander haften bleiben. Diesen Vorgang nennt man Aggregation und er tritt durch die unterschiedliche Fallgeschwindigkeit der einzelnen Kristalle auf. So weisen nadelförmige 1 bis 2mm lange Eispartikel eine Fallgeschwindigkeit von 0,5 bis 0,7ms -1 auf. Graupelkörner mit 1 bis 4mm Durchmesser erreichen Geschwindigkeiten von bis zu 2,5 ms -1. Daraus kann man schließen, dass die Aggregation verstärkt nach der Bereifung von Eispartikeln auftritt. Alle unter angeführten Wachstumsformen führen zu einer Vergrößerung der Eispartikel, wobei in der Anfangsphase die Sublimation und in weiterer Folge Akkretion bzw. Aggregation überwiegen. Wenn schließlich die Fallgeschwindigkeit der Eiskristalle höher als die Vertikalgeschwindigkeit der Luft ist, kommt es zu Niederschlag. [Wallace & Hobbs, 2006: ] 32

33 4.2. Methoden zur Bestimmung der Schneefallgrenze Menschliche Beobachtung Der einfachste Weg die Schneefallgrenze an einem Ort zu bestimmen führt über die menschliche Beobachtung. Bei den Synopmeldungen wird aber nur die Art des Niederschlages nicht aber die beobachtete Schneefallgrenze angegeben. Durch die Seehöhe der Station kann man dann darauf schließen, ob die Schneefallgrenze ein bestimmtes Niveau bereits unterschritten hat. Im Bearbeitungsgebiet werden nur in Reisach und am Dobratsch Synopbeobachtungen durchgeführt. Zur Angabe, ob die Schneefallgrenze im Gailtal liegt, können also nur die Aufzeichnungen aus Reisach, welche um 6, 12 und 18 UTC vorliegen, herangezogen werden Feuchttemperatur Weiters wird in der Literatur die Schneefallgrenze immer wieder mit der Feuchttemperatur (T f ) assoziiert. Diese liegt zwischen der Lufttemperatur und dem Taupunkt. Unterschreitet die Feuchttemperatur den Wert 1 C bis 1,5 C so geht man von Schneefall bzw. Schneeregen aus. Im Gailtal liefern aber wiederum nur die TAWES- Stationen am Dobratsch sowie in Kötschach- Mauthen die zur Berechnung der Feuchttemperatur notwendigen Daten. Unter der Annahme, dass die Atmosphäre zwischen Schneefallgrenze und Boden feuchtadiabatisch geschichtet ist, kann man eine einfache Faustformel anwenden: [Steinacker, 1983: 86] h = ( T 1) f [ C] 100 0,6 [ C / m] (4.1.) Bei den Auswertungen zeigt sich jedoch, dass es im Oberen Gailtal auch bei T f < 1,5 C noch wiederholt zu Regen kommt. Dies lässt sich darauf zurückführen, dass die Schmelzschicht im Gegensatz zum Flachland oft mehrere hundert Meter mächtig ist. Eine Schneeflocke durchfällt somit eine viel längere Wegstrecke in positiv temperierter Luft und kommt im Tal deshalb auch bei T f - Werten <1,5 C in flüssiger Form an. Aus diesem Grund kann auch die 33

34 Feuchttemperatur nicht als eindeutiger Indikator zur Bestimmung der Schneefallgrenze herangezogen werden Äquivalentpotentielle- bzw. die Äquivalenttemperatur Eine weitere Möglichkeit besteht darin, die Schneefallgrenze über die Äquivalentpotentiellebzw. die Äquivalenttemperatur zu berechnen. Bei diesen beiden Temperaturen fließt auch der in der Luft enthaltene Wasserdampf in die Temperaturangabe mit ein. Während sich etwa bei aufsteigenden kondensierenden Luftmassen die Lufttemperatur ändert bleibt die äquivalentpotentielle Temperatur gleich. Somit stellt die äquivalentpotentielle Temperatur eine Information über den Energiegehalt einer Luftmasse dar. Die Äquivalenttemperatur erhält man, indem man ein Luftpaket bis zum Kondensationsniveau trockenisentrop und von dort an feuchtisentrop solange hebt, bis das gesamte Wasser ausgefallen oder kondensiert ist. Danach bringt man das Luftpaket trockenadiabatisch zurück in seine Ausgangslage und erhält somit die Äquivalenttemperatur. Diese unterscheidet sich von der äquivalentpotentiellen Temperatur nur durch die Tatsache, dass man die äquivalentpotentielle Temperatur auf ein bestimmtes Bezugsniveau (1000hPa) bezieht. Die Äquivalenttemperatur ( LV m T = e T exp ) lässt sich auch über folgenden c pt Zusammenhang durch die Feuchttemperatur (T f ) ausdrücken: T e = T f Lv ms ( T f ) exp. (4.2.) c p T L v stellt die Verdunstungswärme, m das Mischungsverhältnis und m s (T f ) das Sättigungsmischungsverhältnis bei der Feuchttemperatur dar. [Glossary of Meteorology, 2000: 278] Entspricht die Feuchttemperatur an einer Station z.b. T f = 1 C (Schneefallgrenze etwa auf Stationshöhe), ist das mit einer Äquivalenttemperatur von rund 12 C zu vergleichen. Mit der Höhe ergibt sich zwischen diesen beiden Temperaturen beinahe ein linearer Zusammenhang, wodurch man folgende Formel für die Schneefallgrenze erhält: [ m] SFG[ m] = 83,3 Te 1000 [ m] + h [ m], (4.3.) [ C] wobei SFG die Schneefallgrenze und h die Stationshöhe darstellen. [Hofer, 2007: 47] 34

35 Für die äquivalentpotentielle Temperatur ( L q Θ e = Θ exp ) ergibt sich aus Abb. 4.1 c pt folgender Zusammenhang: ( Θ 12) e [ C] SFG [ m] = + ( p( reduziert) 1000hPa) /12,5[ hpa / hm]. (4.4.) 1,2 [ C / hm] Der zweite Term auf der rechten Seite stellt die Druckkorrektur dar. Diese beiden Temperaturen stehen aber nur auf der Villacher Alpe sowie in Kötschach- Mauthen zur Verfügung. Besonders bei Inversionswetterlagen ist die korrekte Angabe der Schneefallgrenze somit fast unmöglich. Auch der lang andauernde Schmelzprozess im Gailtal führt bei dieser Methode zu ungenauen Werten. [Steinacker, 1983: 88] Radar Anhand von Radarbildern kann man bei Niederschlägen ebenfalls die Schneefallgrenze bestimmen. Oberhalb und in der 0 C- Schicht findet verstärkt Aggregation statt. Diese führt dazu, dass sich bis zum endgültigen Schmelzprozess mehrere Millimeter große Niederschlagspartikel bilden können. Während des Schmelzprozesses werden die Schneeflocken von einem Wasserfilm überzogen. Wasser hat aber eine deutlich höhere Reflektivitätsrate als Schnee, wodurch es am Radarbild zu stärkeren Signalen kommt. Nach Abschluss des Schmelzprozesses bleiben Regentropfen über, die kleiner als die angetauten Schneeflocken sind und auch eine höhere Fallgeschwindigkeit aufweisen, wodurch es zu einem Rückgang der Reflektivität kommt. [Carbone, 1984: 3236] Im Gailtal ist diese Methode jedoch nicht anwendbar, da das nächstgelegene Radar auf dem Zirbitzkogel im kärntnerisch- steirischen Grenzgebiet auf knapp über 2000m Seehöhe liegt. Die Niederschläge sowie die Schneefallgrenze im Gailtal liegen meist im Schatten des Radars, wodurch auch eine Bestimmung der Niederschlagsintensität anhand von Radardaten im Gailtal keine vernünftigen Werte ergibt. 35

36 Äquivalentpotentielle Temperatur in 850hPa Über äquivalentpotentielle Temperatur in 850hPa lässt sich ebenfalls eine Bestimmung der Schneefallgrenze durchführen. Ähnlich wie bei der relativen Topografie werden bestimmten Isothermen bestimmte Schneefallgrenzen zugeordnet. Der Vorhersage der Schneefallgrenze mit Θ e in 850hPa liegen zwei wichtige Annahmen zu Grunde: 1. Die Schneefallgrenze liegt bei T f = 1 C Θ e 2. Der vertikale Gradient = 0 z Die zweite Annahme führt zu einer immer größer werdenden Unsicherheit, je weiter die Schneefallgrenze von der 850hPa- Fläche entfernt liegt. Im Alpenraum, wo die Schneefallgrenze aber oft zwischen Tallagen und 2500m liegt, ist diese Methode durchaus zuverlässig. [Steinacker, 1983: 85] Abb. 4.1: Die Schneefallgrenze bzw. Nullgradgrenze als Funktion der Schichtdicke der relativen Topografie 500/ 1000hPa und der äquivalentpotentiellen Temperatur in 850hPa [aus Steinacker, 1983: 86] 36

37 Relative Topografie Die relative Topografie der Schicht 500/ 1000hPa kann ebenfalls zur Bestimmung der 0 Cbzw. Schneefallgrenze herangezogen werden. Aus der Schichtdicke kann man die Schneefallgrenze entweder berechnen oder graphisch mittels aerologischer Diagrammpapiere bestimmen. Dieses Verfahren liefert jedoch nur bei Luftmassen, die in der unteren Troposphäre nahezu feuchtadiabatisch geschichtet sind, vernünftige Werte. Dies tritt meist bei maritimen Kaltluftmassen auf, welche jedoch die Südalpen und das Gailtal selten erreichen. Neben der relativen Topografie 500/ 1000hPa kann man auch andere Schichtdicken wie 850/ 1000hPa, 700/ 850hPa oder 500/ 850hPa zur Bestimmung der Schneefallgrenze heranziehen. Bei der relativen Topografie 850/ 1000hPa wird z.b. die Schichtung der Grenzschicht viel besser erfasst, jedoch fehlt in diesem Zusammenhang eine Information über höhere Luftschichten. Zu Beginn der 90er Jahre des letzten Jahrhunderts wurden an der amerikanischen Ostküste über 3 Jahre hinweg Radiosondendaten von zwei Stationen untersucht. Ziel war, es die Effizienz der einzelnen Schichtdicken im Bezug auf die Vorhersage der Schneefallgrenze zu erforschen. Das Ergebnis zeigt jedoch, dass man für jede Region eigene kritische Schichtdickenwerte aufstellen muss, um mit dieser Methode eine genau Prognose der Schneefallgrenze erstellen zu können. [Heppner, 1992: 690] Bestimmung der Schneefallgrenze im Untersuchungsgebiet Zur Eruierung der Schneefallgrenze im Gailtal werden alle 3 hier angeführten Methoden verwendet. In einem ersten Schritt wird anhand der aus der Äquivalentpotentiellen- bzw. Äquivalenttemperatur berechneten Schneefallgrenze von Kötschach- Mauthen eine grobe Auswahl getroffen. Hier wird ein möglichst breiter Bereich gewählt (berechnete Schneefallgrenze zwischen 400 und 1000m) um möglichst alle Schneefallereignisse zu erfassen. In weiterer Folge wird mit Hilfe der Lufttemperatur sowie des Taupunktes (nur bei Kötschach- Mauthen) eine weitere Eingrenzung geschaffen. Im gleichen Arbeitsschritt werden die Werte der Lufttemperatur mit den Synopbeobachtungen aus Reisach bezüglich der 37

38 Art des Niederschlags abgeglichen. Somit ist es möglich eine Bestimmung der Schneefallgrenze im Gailtal -trotz fehlender stündlicher Augenbeobachtungen- zu erstellen. Hierbei zeigt sich recht bald, dass bei Niederschlagsabkühlung erst bei einer Lufttemperatur <1 C im Tal mit Schneefall zu rechnen ist. Als letzte Kontrolle zur Eruierung der Schneefallgrenze dienen die Meldungen über die Neuschneehöhen, welche in Reisach, am Naßfeld, in Kötschach- Mauthen sowie in Maria Luggau zur Verfügung stehen Abkühlung einer Luftmasse durch den Entzug von Schmelzwärme Die lokale Temperaturänderung lässt sich in 3 Teile zerlegen: - diabatischer Term - horizontale Advektion - Vertikalbewegungen [Wexler, Reed & Honig, 1954: 48] Im Weiteren werden vorerst die diabatischen Effekte behandelt. Der wichtigste dieser diabatischen Einflüsse ist die Abkühlung durch das Schmelzen von Schneeflocken Abkühlung durch Freisetzen von Schmelzwärme Jeder weiß, dass man zum Erwärmen oder für den Phasenübergang einer Substanz Energie benötigt. Sei dies nun um einen Topf mit Wasser zum Kochen oder aber einen Eisklumpen zum Schmelzen zu bringen. Wenn Niederschlag in fester Form in Bereiche mit positiver Feuchttemperatur fällt, so beginnt die Schneeflocke oder das Graupel- bzw. Hagelkorn zu schmelzen. Für diesen Prozess bedarf es aber Energie und da horizontale Advektion sowie eine Temperaturänderung durch 38

39 Vertikalbewegungen vorerst vernachlässigt werden, muss die Energie für den Schmelzprozess der direkten Umgebungsluft entzogen werden. Die Energie kann aber nicht vernichtet werden und muss in einem abgeschlossenen System, für welches das Gailtal in diesem Falle angesehen wird, erhalten bleiben (1. Hauptsatz der Thermodynamik). [Tipler, 2000: 556] Die Schmelzwärme ist jedoch um fast eine Größenordnung kleiner als die Kondensationswärme. Normalerweise würde man sich erwarten, dass das Schmelzen des Schnees eine untergeordnete Rolle im Abkühlungsprozess der Atmosphäre spielt. Wenn der Niederschlag aber in eine beinahe gesättigte Schicht fällt ( T Td ), was im Gailtal bei Niederschlägen annähernd der Fall ist, so bleibt das für Verdunstung vorhandene Potential gering ( geringe Verdunstungskälte). Durch die Vernachlässigung vertikaler Bewegungen wird das durch Absinken verursachte Abtrocknen der Atmosphäre unterbunden und die fehlende Hebung dämpft die Kondensation. Somit gewinnt der Schmelzprozess gegenüber der latenten Energie zunehmend an Einfluss. [Kain, Goss & Balwind, 2000: 700f] Im Folgenden soll an 5 Grafiken der fühlbare (T) und der latente (e) Wärmefluss von und zu einer Schneeflocke beschrieben werden. Die Vertikalbewegung findet in diesen Darstellungen keinen Eingang, da sowohl das Absinken (isentrope Erwärmung der Luft) als auch die Hebung (Abbau der 0 C- Isothermie, siehe Kapitel ) den Schmelzprozess beschleunigen. - Verdunstungsabkühlung, kein Schmelzen: T<0, T d <T: T>0, T d <0, T f <0: fühlbare Wärme (FW) latente Wärme (LW) T e fühlbare Wärme (FW) latente Wärme (LW) T e 39

40 - Verdunstungsabkühlung, Schmelzen: T>0, T d <0, T f >0: fühlbare Wärme (FW) latente Wärme (LW) T e - Abkühlung durch den Entzug von Schmelzwärme: T>0, 0<T d <T: T>0, T d =T: fühlbare Wärme (FW) latente Wärme (LW) T e fühlbare Wärme (FW) latente Wärme (LW) T e Abb. 4.2: Fühlbarer und latenter Wärmefluss von bzw. zu einer Schneeflocke Bei den einzelnen Falluntersuchungen zeigt sich natürlich, dass man besonders bei kräftigen Aufgleitniederschlägen Vertikalbewegungen sowie horizontale Advektion nicht gänzlich vernachlässigen kann. [Steinacker, 1980: 264] Als erste Näherung sind diese Annahmen jedoch durchaus zielführend. Ebenfalls vernachlässigt werden die unterschiedlichen Fallgeschwindigkeiten der Schneeflocken, da diese einen zu geringen Einfluss auf die Veränderung der Schneefallgrenze haben. [Grebner, 1978: 1] 40

41 Gibbssche Fundamentalform Um den Vorgang, der zur Temperaturabkühlung bei Niederschlägen führt, zu erklären, bedarf es eines Ausfluges in die Thermodynamik. Die Energie in der Atmosphäre setzt sich aus mehreren verschiednen Formen zusammen, wobei sich jede einzelne für sich ändern kann. Die Gesamtenergie bleibt aber nach dem 1. Hauptsatz der Thermodynamik unverändert. [Hantel, Mayer, 2006: 65] Es gibt mehrere verschiedene Energieformen, die alle zusammenspielen: Potentielle Energie: Kinetische Energie: Kompressionsenergie: Chemische Energie: Wärmeenergie: de = K d r (4.5.) de = v d P (4.6.) de = pdv (4.7.) de = µ dμ (4.8.) de = TdS. (4.9.) Die Gibbssche Fundamentalform beschreibt die Summe von Energieänderungen unterschiedlicher physikalischer Herkunft, die zur Gesamtenergieänderung führt. de = K dr + v d P pdv + µdm + TdS + (4.10.) Diese Gibbssche Form kann man noch in die äußere (de = (de = K dr + v d P ) und die innere pdv + µdm + TdS) Energie unterteilen. Für die Abkühlung während des Schmelzprozesses ist nur die innere Energie von Interesse. [Bergmann & Schäfer, 2001: 172] Trockene Enthalpie Die spezifische Enthalpie definiert sich über die spezifische Energie sowie dem Produkt aus Druck und dem spezifischen Volumen: h = e + pα bzw. dh = Tds + αdp (4.11.) Die Gibbssche Form schreibt sich somit: dh = Tds + αdp. (4.12.) 41

42 Bisher wurde die Enthalpie als Funktion der spezifischen Entropie s und dem Druck p betrachtet. [Bergmann & Schäfer, 2001: 176] Man kann sie aber auch in Abhängigkeit von der Temperatur T und dem Druck p darstellen. In diesem Fall ergibt sich h dh( T, p) = c pdt + dp, (4.13.) p wobei der zweite Term auf der rechten Seite (die partielle Ableitung der spezifischen Enthalpie nach dem Druck) verschwindet. Hierbei handelt es sich um die trockene Enthalpie. [Hantel, Mayer, 2006: 81] Phasenwechsel im Gleichgewicht Geht man nun auf die Phasenumwandlung ein, so muss man in die Gibbssche Gleichung auch noch das chemische Potential mit aufnehmen und somit dient die Gleichung DH = TdS +Vdp + µdm (4.14.) als Grundstock, wobei der zweite Term auf der rechten Seite wegfällt, da man davon ausgeht, dass sich der Druck während des Phasenüberganges nicht ändert. Weiters kann man das chemische Potential µdm in die Anteile der beiden Phasen zerlegen µ e (eisförmig) und µ f (flüssig). Nimmt man nun Gleichgewicht an (µ e = µ f ), so muss aufgrund der Tatsache, dass die gesamte Masse sich während des Phasenübergangs nicht ändert (M e + M f = const.), dm e + dm f = 0 (4.15.) gelten. Somit reduziert sich die Gibbssche Form auf DH = TdS oder H = T S, (4.16., 4.17.) wobei H Schmelzenthalpie und S Schmelzentropie heißen. H S Die spezifische Größe L = = T (4.18.) M M nennt sich Phasenumwandlungswärme. Beim Schmelzen oder Gefrieren bezeichnet man L mit L f und die Schmelzwärme nimmt für Wasser folgenden Wert an: L f = 0,33 x 10 6 [J/kg]. [Bergmann & Schäfer, 2001: 185f] Fasst man die Gleichungen 4.14 bis 4.18 zusammen, so zeigt sich: 42

43 H = L M. (4.19.) f Bei M handelt es sich um die Masse des schmelzenden Schnees. Für die Temperaturänderung ergibt sich daraus mit S = M L c p M e f T = (4.20.) M L L c p Feuchte Enthalpie Bisher wurde in der Arbeit von trockener Luft ausgegangen. Nun soll aber auch der Fall betrachtet werden, bei dem eine Mischung aus feuchter und trockener Luft (wie man sie ja bei Niederschlag vorfindet) besteht. Die Enthalpien lassen sich dann durch folgende Beziehungen darstellen (L=Luft, D=Wasserdampf): H L = L L c M T bzw. H D D D = c M T (4.21.) p p Addiert man nun beide Enthalpieterme, normiert sie mit der Gesamtmasse M L + M D und dividiert Zähler und Nenner durch das gemeinsame Volumen, so gelangt man zu folgender Gleichung: L L D D c p ρ + c p ρ h = T. (4.22.) ρ L D L D Indem man c ρ c ρ = 0 zur letzten Gleichung addiert, lässt sich durch Zusammenfassen p p von ρ L + ρ D = ρ sowie Herausheben von D L c p c L p h c p q T L c = 1 +, p L c p folgende Gleichung anschreiben (4.23.) wobei D ρ q = ist. L D ρ + ρ Die feuchte spezifische Enthalpie ist somit eine Funktion von 3 thermodynamischen Parametern: T Temperatur p Druck 43

44 q spezifische Feuchte Somit gilt: h h h dh( T, p, q) = dt + dp + dq. (4.24.) T p q In diesem Falle sind h h = L, = 0 und q p h = T c p wodurch sich die Gleichung (4.19.) zu (4.25.) dh(t, p,q) = c p dt + Ldq (4.26.) vereinfacht. [Hantel, Mayer, 2006: 101f] Verlässt man die massenspezifische Darstellung, so erhält man als Ergebnis H = M L c p T + M L L V q, (4.27.) mit H = L f M e. Die Schmelzwärme wird also von der Luft unterhalb der Schmelzzone entnommen (erster Term auf der rechten Seite), wobei der Prozess durch freiwerdende Kondensationswärme (zweiter Term auf der rechten Seite) gebremst wird. Für gesättigte Luft ist die spezifische Feuchte mit der Temperaturänderung korreliert und lässt sich mit genügender Genauigkeit durch q = (0,30 x 10-3 )[K -1 ] T ausdrücken [Wexler, Reed, Honig, 1954: 48]. Wenn man diese Gleichung nach der Temperatur auflöst, so erhält man als Ergebnis den Wert, den die Lufttemperatur bei der aktuellen Schneefallgrenze über dem Talboden sowie einer bestimmten Niederschlagsmenge abkühlt: T = M L ( c p L f + L V M e 0,3x10 3. (4.28.) ) In dieser Gleichung gibt es nur mehr 2 Unbekannte nämlich die Masse des zu schmelzenden Schnees (M e) sowie die Masse der Luftschicht zwischen Talboden und Schneefallgrenze (M L ). Beide Werte können aus den vorhandenen Daten bezogen werden. 44

45 Die Ausbildung der 0 C- Isothermie Wenn eine Schneeflocke in einen Bereich mit positiver Feuchttemperatur hineinfällt, so sorgt der Schmelzprozess für die Abkühlung der Lufttemperatur in dieser Schicht auf 0 C. Solange sich in einem Luftpaket noch Schneeflocken befinden, tragen diese weiter zu einem Abkühlungsprozess in den positiv temperierten Schichten bei. [Ćurić, 1978: 5] Hält der Niederschlag an, so bildet sich unterhalb der ursprünglichen 0 C- Grenze eine Isothermie aus. Unterhalb des Bereichs konstanter Lufttemperatur herrscht weiterhin ein feuchtadiabatisches Temperaturgefälle vor. Mit Zunahme der isothermen Schicht tritt aber auch eine Verstärkung des vertikalen Temperaturgradienten unterhalb der 0 C Isothermie auf, da es in der Höhe stärker abkühlt (Labilisierung), während es in den darüber liegenden Schichten zu einer Stabilisierung kommt [Jaffé, 1966: 151 ]. Aus diesem Grund muss die Temperaturschichtung in diesem Bereich zumindest kurz trockenadiabatisch werden, ehe sie sich Richtung Talboden hin wieder der Feuchtadiabate annähert. Wird nun aber Luft unter Konstanthaltung der Feuchte abgekühlt, so muss man mit Kondensation rechnen. Diese führt zu Beginn nicht zur Bildung von Wolkentröpfen, sondern zur Ablagerung einer dünnen Wasserhaut an der Oberfläche des schmelzenden Schnees und hat zur Folge, dass sich der Niederschlag in der Schmelzschicht verstärkt. [Kain, Goss, Baldwin, 2000: 701] Durch die Kondensationsenergie wird dem fallenden Schnee jedoch Wärme zugeführt und der Schmelzprozess wird so auf Kosten der Kondensation beschleunigt, während sich die Lufttemperatur kaum ändert. Bei anhaltenden Niederschlägen gewinnt die 0 C- Isothermie weiterhin an Mächtigkeit und in weiterer Folge tritt im Bereich unterhalb der 0 C Schicht Übersättigung im Bezug auf Wasserdampf auf. Sobald dies der Fall ist, kann der trockenadiabatische Temperaturgradient unterhalb der Isothermie nicht mehr bestehen. Wenn sich nun die Luft durch den anhaltenden Schmelzprozess weiter leicht abkühlt, kommt es direkt unterhalb der 0 C- Isothermie zu Konvektion und zur Bildung von Wolken, welche Fractocumulus genannt werden. In dieser Wolkenschicht nimmt der Temperaturgradient die feuchtadiabatische Schichtung an, so dass man von oben herab zuerst eine 0 C- Isothermie (Schmelzschicht), dann eine Schicht mit feuchtadiabatischem Temperaturgradient (Fractocumulus- Schicht), gefolgt von einem Bereich mit trockenadiabatischem Temperaturgefälle und zum Schluss nochmals mit einer feuchtadiabatischen Schicht 45

46 vorfindet. Nach Bildung der Fractocumulus- Schicht wächst die 0 C- Isothermie nicht mehr weiter an, sondern die Mächtigkeit der neuen Wolkenschicht nimmt zu. Erst wenn die Temperaturstörung den Boden erreicht, beginnt der 0 C- Bereich wieder zu wachsen. Je labiler die Luftschichtung unter der Isothermie ausgeprägt ist, desto kräftiger entwickeln sich die Fractocumuli. Abb. 4.3: Entwicklung der 0 C- Isothermie und der Fractocumuli bei ursprünglich feuchtstabiler Schichtung [aus Findeisen, 1940: 52] Im Gailtal findet man bei Niederschlägen im Winterhalbjahr aber meist feuchtstabile Temperaturschichtungen vor. In diesen Fällen wächst die 0 C- Isothermie auch während der Bildung der Fractocumuli, wobei diese aber meist von geringer Mächtigkeit sind. Bei überaus stabiler Schichtung kann die Entstehung von Fractocumulus überhaupt ausbleiben, da die trockenadiabatische Schicht zu dünn ist um Kondensation durch Konvektion einzuleiten. Zusammenfassend lässt sich sagen, dass die Ausbildung einer 0 C- Isothermie mit der Dauer des Niederschlagsereignisses zunimmt und bei ursprünglich feuchtstabilem größer als bei feuchtlabilem Gradienten werden kann. In erster Instanz wird die Entwicklung der Zone konstanter Temperatur nur durch die Kondensation etwas gebremst, in weiterer Folge hemmen aber besonders Vertikalbewegungen die weitere Vergrößerung der 0 C- Isothermie. [Findeisen, 1940: 49-54] 46

47 Verzögerung des Abkühlungsprozesses Horizontale Advektion Bei Abkühlungsvorgängen ändert sich über kurz oder lang auch der Druck in dem betroffenen Gebiet. Um diese Druckunterschiede auszugleichen muss die Luft in Bewegung versetzt werden. Die bodennahe horizontale Advektion kann man im Oberen Gailtal aber weitestgehend vernachlässigen. Durch die Abgeschlossenheit des Tals nach Süden, Westen und Norden kann nur von Osten her sowie über einzelne Passfurchen Luft herantransportiert werden. Von Kötschach- Mauthen nach Westen endet das Gailtal in einer Steilstufe, die über Höhenmeter in das rund m hoch gelegene Lesachtal führt. Aus dieser Region wird bei Niederschlagsereignissen zumeist nur kalte Luft herantransportiert und ein Abfließen kühlerer Luftmassen aus dem Gailtal nach Westen hin ist nicht möglich. Nach Osten hin findet bei Niederschlagsereignissen durchaus ein Ausfließen statt, es kommt jedoch nicht zu einem Austausch der Luftmassen im Gailtal mit jenen im Klagenfurter Becken. Nur in den höheren Regionen können advektive Prozesse Temperatur- oder Feuchteänderungen bewirken. Diese Änderungen in der Luftmasse führen dann je nach Art der Front zu unterschiedlichen Reaktionen der Schneefallgrenze im Gailtal Vertikalbewegungen In den bisherigen Annahmen des Abkühlungsprozesses wurden Vertikalbewegungen vernachlässigt. Wie sich aber bei der Bildung der 0 C- Isothermie bereits gezeigt hat, spielen die vertikalen Bewegungen eine nicht vernachlässigbare Rolle. Schon sehr geringe Vertikalgeschwindigkeiten hindern die 0 C- Isothermie sich weiter Richtung Talboden auszubreiten. Schon Aufwinde mit rund 0,2ms -1 unterbinden die Ausbildung einer isothermen Schicht beinahe vollständig. [Findeisen, 1940: 54] Dies lässt sich ganz einfach mit der Fallgeschwindigkeit von Schneeflocken erklären, die bei kleinen Schneeflocken nur um 47

48 0,3ms -1 liegt. Größere Schneeflocken erreichen zwar Fallgeschwindigkeiten von rund 1-2ms -1, die Aufwinde sorgen aber für eine bessere Durchmischung der Zone unter der 0 C- Schicht und bauen den Temperaturgradienten etwas ab [Wallace & Hobbs, 2006: 242f]. Gleichzeitig können aber auch Absinkbewegungen für eine Hemmung des Schmelzprozesses sorgen. Bei Absinken in einer Luftmasse bleibt die äquivalentpotentielle Temperatur gleich, die relative Feuchte nimmt aber ab und die Lufttemperatur steigt an [Steinacker, 1980: 264] Kondensationswärme Die Schmelzwärme ist um fast eine Größenordnung kleiner als die Kondensationswärme. Normalerweise würde man sich erwarten, dass das Schmelzen des Schnees eine untergeordnete Rolle im Abkühlungsprozess der Atmosphäre spielt. Tatsächlich wirkt die Kondensationswärme der Schmelzwärme entgegen. In gesättigter Luft im Bereich der Schneefallgrenze kondensiert Wasser und lagert sich entweder an den Schneeflocken an, oder bilden -wie oben beschrieben- Fractocumulus Wolken. Durch Hebungsprozesse werden Luftpartikel bis zum Kondensationsniveau gehoben. Bei der Kondensation wird Wärme frei, was den Schmelzvorgang beschleunigt und somit verliert die Schmelzwärme zunehmend an Einfluss. [Kain et alt., 2000: 701] 4.4. Zusammenfassung Beim Abkühlen der Atmosphäre im Zusammenhang mit Niederschlägen spielen mehrere Parameter zusammen. In erster Linie sind dies die diabatischen Effekte der Schmelz- und Kondensationswärme. Diese beiden ermöglichen es, bei gegebener Niederschlagsmenge und Schneefallgrenze über die Gibbssche Form einen theoretischen Abkühlungswert der Lufttemperatur zu berechnen, wobei die Kondensations- der Schmelzwärme entgegenwirkt und somit den Prozess der Abkühlung verzögert. Die Verdunstungskälte fällt aufgrund der annähernden Sättigung kaum ins Gewicht und kann daher vernachlässigt werden. Über die Niederschlagsmenge sowie die aus den Daten berechnete Schneefallgrenze lässt sich somit ein theoretischer Abkühlungswert für das Gailtal berechnen. 48

49 Bei den adiabatischen Termen unterscheidet man zwischen Vertikalbewegungen und horizontaler Advektion, wobei im Gailtal besonders die bodennahe Advektion aufgrund der topografischen Gegebenheiten zu vernachlässigen ist. Die Vertikalbewegungen führen hingegen sehr wohl zu einer Abschwächung der Abkühlung und verhindern somit ein rascheres Absinken der Schneefallgrenze. Die Messung von Vertikalbewegungen gestaltet sich jedoch sehr schwierig und aus diesem Grund werden vertikale Bewegungen im Weiteren vernachlässigt. In den bisherigen Ausführungen wurde der Einfluss des Talvolumens noch außer Betracht gelassen. Im Rahmen der Auswertungen wird darauf aber noch näher eingegangen. 5. Auswertungen 5.1. Methodik der Auswertung Auswertungen können auf mehrere verschiedene Arten durchgeführt werden. In dieser Arbeit wurde das Hauptaugenmerk auf die einzelnen Niederschlagsereignisse gelegt, unabhängig von der Tatsache zu welcher Jahres- oder Tageszeit sie auftraten. Auch wurde nicht unterschieden ob beim Einsetzen der Niederschläge im Tal eine Schneedecke vorhanden war oder nicht. Die weitere Unterteilung der Niederschlagsereignisse in einzelne Gruppen erfolgte anhand der Änderung der äquivalentpotentiellen Temperatur am Dobratsch sowie der Tatsache, ob es im Gailtal zu Regen oder Schneefall kam. Somit ergaben sich fünf relevante Gruppen, in welche die vorhandenen Daten aufgeteilt wurden, wobei sich diese teilweise überschnitten: - Kaltfronten - Warmfronten - Inversionslagen - Niederschlag mit Schneefall im Gailtal - Niederschlag ohne Schneefall im Gailtal 49

50 5.2. Allgemeine Datenverarbeitung Insgesamt standen zu Beginn der Auswertungen von den einzelnen Stationen zwischen und Termine von Temperatur- bzw. Niederschlagswerten zur Verfügung. In einem ersten Schritt wurden die 15min Niederschlags- und Temperaturdaten der beiden AHP Stationen Hermagor und Reisach zu stündlichen Werten zusammengefasst. In einem weiteren Schritt wurden alle Messstationen anhand der Zeitreihe der Villacher Alpe zeitlich synchronisiert und die fehlenden Messwerte wurden durch Fehlcode (-999) ersetzt. Als nächstes wurden alle Niederschlagsereignisse herausgehoben. Sobald an einer Station messbarer Niederschlag auftrat, wurden sämtliche Messwerte dieser Station sowie die Daten aller weiteren Stationen zu diesem Zeitpunkt isoliert und so zu einer neuen großen Matrix zusammengefasst. Aus Gründen der besseren Interpretationsmöglichkeiten wurden auch noch jeweils die Werte vor dem Einsetzen der Niederschläge herausgefiltert. Die so erhaltene Matrix beinhaltet also alle messbaren Niederschlagsereignisse, die im Untersuchungszeitraum aufgetreten sind. Dabei handelt es sich um rund Stundenwerte über Temperatur, Niederschlag sowie weitere Parameter an den einzelnen Stationen. In einem weiteren zeitaufwendigen Arbeitsschritt wurden jene Niederschlags- bzw. Temperaturwerte, die für die Auswertung nicht von Interesse waren, gelöscht. Die Auswahl, welche Daten gelöscht wurden, basierte einfach auf den Tatsachen, ob der zu einem Zeitpunkt auftretende Niederschlag im Untersuchungsgebiet in fester Form fallen kann und ob der Niederschlag an einer der Stationen zu einer Abkühlung geführt hatte oder nicht. Somit wurden alle Niederschlagsereignisse, die eine zu geringe Intensität oder auch zu hohe 0 C- Grenze (über 2300mm) aufwiesen, gelöscht. In einem weiteren Schritt wurden jene Niederschlagsereignisse außer Betracht gelassen, bei denen nur von einer Station Messwerte vorlagen, wodurch keine räumliche Kontrolle der Daten möglich war. Zuletzt wurden jene Ereignisse außer Betracht gelassen, bei denen die Schneefallgrenze aufgrund der tiefen Temperaturen am Dobratsch über das gesamte Niederschlagsereignis im Tal lag. Nach diesen Schritten umfasste die Matrix rund 5000 Niederschlagswerte, welche sich in 135 Niederschlagsereignisse aufteilten. 50

51 Für die einzelnen Orte ergab sich aber eine deutlich geringere Anzahl an stündlichen Niederschlagsdaten, da durch die geografischen Randbedingungen nicht alle Stationen zur selben Zeit Niederschlag melden. Weiters traten durch Messlücken immer wieder Fehlwerte auf, wodurch an den einzelnen Stationen zumeist deutlich weniger als die oben erwähnten 5000 Stunden mit Niederschlag registriert wurden. Für die Talorte Reisach und Kötschach- Mauthen kommt man auf rund Stunden mit Niederschlag. Die Station Maria Luggau, bei der -wie bereits erwähnt- größere Beobachtungslücken wie auch Messfehler vorlagen, brachte es nur auf etwas mehr als 1750 Werte. Auch die restlichen Stationen lagen je nach Datenverfügbarkeit zwischen 2000 und 3500 Stunden mit Niederschlag. Für eine weitere Auswertung der nun vorliegenden Niederschlagsereignisse mussten zunächst noch mehrere meteorologische Parameter berechnet werden. In erster Linie handelte es sich hierbei um die äquivalentpotentielle Temperatur (Θ e ), welche jeweils für die Stationen Villacher Alpe und Kötschach- Mauthen berechnet werden konnte. Denn nur an diesen beiden Stationen lagen sämtliche Parameter zur Berechnung von Θ e vor. Dabei handelt es sich um Daten von Temperatur, Druck und Feuchte, über welche man das Sättigungsmischungsverhältnis, die spezifische Feuchte und in weiterer Folge auch die potentielle und äquivalentpotentielle Temperatur berechnen kann. Die äquivalentpotentielle Temperatur ist für die Auswertungen deshalb essentiell, da man über sie eine Bestimmung der Luftmasse tätigen kann Niederschlagsabkühlung Abkühlung durch Niederschlag Wie in Kapitel 4.3. besprochen, ist der Abkühlungsprozess überaus komplex und es ist sehr schwierig, die einzelnen Parameter herauszufiltern und zu isolieren. Ziel ist es, mit den theoretischen Berechnungen die aktuelle Abkühlungsrate möglichst genau zu beschreiben. Einige Vorgänge wie die vertikalen oder auch horizontalen Bewegungen stehen aber im Untersuchungsgebiet nicht zur Verfügung, wodurch man bei den Berechnungen diese Größen entweder abschätzen oder vernachlässigen muss. 51

52 Um die Berechnung des Absinkens der Schneefallgrenze möglichst einfach zu halten, setzt man voraus, dass sämtliche Energie zum Schmelzen des Schnees aus der Lufttemperatur bezogen wird und keine weiteren unterstützenden bzw. entgegenwirkenden Prozesse stattfinden. Dies lässt sich über die trockene Enthalpie anschreiben: dh = c p T. Für T gilt nach 4.20.: M e f T =. (5.1.) M L L c p In diesem Falle ist nur die Schmelzwärme berücksichtigt. Will man beim Schmelzvorgang auch noch die Kondensationswärme mit einbinden, so erreicht man dies über die feuchte Enthalpie dh = c p T + Lq. Für die Temperaturänderung gilt nach 4.28.: T = M L ( c p L M f e. (5.2.) 3 + L.0,3x10 ) V In diesem Fall wirkt dem Prozess der Schmelzwärme die Kondensationswärme entgegen. In den Formeln 5.1 und 5.2. gibt es nur mehr 2 unbekannte nämlich M e (die Masse des zu schmelzenden Schnees) und M L (die Masse der Luftschicht zwischen Schneefallgrenze und Talboden). Die Masse des zu schmelzenden Schnees entspricht der im Tal gemessenen Niederschlagsmenge und ist somit leicht zu bestimmen. Bei der abzukühlenden Masse M L ist dies nicht ganz so einfach, da im Gailtal keine Radiosondenaufstiege durchgeführt werden, mit deren Hilfe man die Schneefallgrenze genau bestimmen könnte. Aus diesem Grund wird als Näherung zur Bestimmung der Schneefallgrenze ein Mittel zwischen der aus Θ e berechneten Schneefallgrenze am Dobratsch und in Kötschach- Mauthen verwendet. Diese Mittelung wird durchgeführt, da man im Vergleich zu der Schneefallgrenze, die nur aus einer der beiden Stationen aus den Θ e - Werten berechnet wird, eine bessere Übereinstimmung mit der tatsächlichen Schneefallgrenze erreicht. Gerade beim Absinken der Schneefallgrenze erhält man hier natürlich immer wieder ungenaue Werte, welche die Auswertungen leicht verfälschen können. Diese Formeln zeigen also, dass das Absinken der Schneefallgrenze sowohl mit der Niederschlagsmenge als auch mit der Höhe der Schneefallgrenze über dem Talboden zusammenhängt. 52

53 Setzt man nun aber für die Formel 5.1. und 5.2. Zahlwerte ein, so zeigt sich, dass die Ergebnisse der zweiten Formel etwas besser mit der Realität übereinstimmen. theo. Abk vs. akt. Abk 2,0 theo. Abk vs. akt. Abk 2,0 1,0 akt. Abk 1,0 0,0-10,0-9,0-8,0-7,0-6,0-5,0-4,0-3,0-2,0-1,0 0,0-1,0-2,0 akt. Abk 0,0-8,0-7,0-6,0-5,0-4,0-3,0-2,0-1,0 0,0-1,0-2,0-3,0 theo. Abk -3,0 theo. Abk -4,0 Abb. 5.1: Vergleich der aus Formel 5.1. berechneten Abkühlung mit der gemessenen Abkühlung in Reisach für alle Niederschlagsereignisse (links) und für Niederschlagsereignisse mit Schneefall bis ins Gailtal (rechts) Bei der Korrelation der gemessenen mit den beiden berechneten Werten erhält man jedoch für beide Formeln die gleichen Ergebnisse. Für alle stündlichen Niederschlagswerte erhält man an den Talstationen Reisach und Kötschach- Mauthen einen Korrelationskoeffizienten (r) von 0,39 bzw. 0,28. Diese Ergebnisse zeugen nur von einem schwachen Zusammenhang, woraus man schließen kann, dass die bisher vernachlässigten Vertikalbewegungen ein gewichtiges Wort beim Abkühlungsprozess mitzureden haben. Leider stehen durch das Fehlen von Radiosondenaufstiegen sowie aufgrund der geringen Datendichte keine Messungen über Vertikalbewegungen im Gailtal zur Verfügung. Schränkt man die Niederschlagsereignisse auf jene ein, bei denen es im Tal auch zu Schneefall gekommen ist, so ergeben sich Korrelationswerte von 0,44 für Reisach und 0,54 für Kötschach- Mauthen (siehe Abb. 5.2.). In den bisherigen Ausführungen fließt das Talvolumen des Gailtals noch in keiner Art und Weise in die Berechnung mit ein. In einer Ebene ist das zur Schneeschmelze vorhandene Luftvolumen meist mehr als doppelt so groß wie in einem Tal. Untersuchungen haben gezeigt, dass in Tälern im Vergleich zu Ebenen nur die Hälfte des Niederschlages benötigt wird um den gleichen Absinkbetrag der Schneefallgrenze zu erreichen. 53

54 theo. Abk vs. akt Abk (mit Kondensationswärme) 3,0 theo. Abk vs. akt. Abk (mit Kondensationswärme) 3,0 2,0 2,0 1,0 1,0 akt. Abk 0,0-5,0-4,0-3,0-2,0-1,0 0,0-1,0 akt. Abk 0,0-5,0-4,0-3,0-2,0-1,0 0,0-1,0-2,0-2,0-3,0-3,0 theo. Abk -4,0 theo. Abk -4,0 Abb. 5.2: Vergleich der aus Formel 5.2. berechneten Abkühlung mit der gemessenen Abkühlung in Kötschach- Mauthen für alle Niederschlagsereignisse (Grafik links) und für Niederschlagsereignisse mit Schneefall bis ins Gailtal (Grafik rechts) Wichtig ist in diesem Fall aber, dass für den Unterschied zwischen den Luftmassen nicht der typische Talquerschnitt sondern die Flächenhöhenverteilung, in welche auch die Seitentäler und ihre Verästelung einfließen, verantwortlich ist. [Steinacker, 1983: 83f] In weiterer Folge soll dies auch für das Gailtal beobachtet werden Absinken der Schneefallgrenze Im vorangegangenen Kapitel wurde über theoretische Berechnungen gezeigt, dass die Niederschlagsintensität einen Einfluss auf die Abkühlung der Luftmasse und somit auch auf das Absinken der Schneefallgrenze hat. Nun stellt sich folglich die Frage, wie stark die Schneefallgrenze bei gegebener Niederschlagsintensität absinkt. Bei der Behandlung dieser Fragestellung zeigt sich aber sofort wieder das Problem der Datengrundlagen. Außer an einer Station im Tal und der Bergstation am Dobratsch gibt es keine Meldungen, in welcher Form der Niederschlag fällt. Da, wie bereits erwähnt, auch keine Daten von Radiosondenaufstiegen vorhanden sind, kann die Schneefallgrenze nur dann eindeutig bestimmt werden, wenn sie bis ins Gailtal absinkt. Um aber trotzdem eine Aussage über das Absinken der Schneefallgrenze treffen zu können, 54

55 wurde die Schneefallgrenze anhand der äquivalentpotentiellen Temperatur von Kötschach- Mauthen und von der Villacher Alpe sowie der Lufttemperatur der Stationen Nassfeld, Plöckenhaus und Maria Luggau abgeschätzt. Somit ergibt sich für jedes Niederschlagsereignis ein maximaler Absinkbetrag der Schneefallgrenze. Für diese Berechnung wurden sämtliche Messdaten eines Niederschlagsereignisses addiert und zu durchschnittlichen stündlichen Niederschlagswerten gemittelt. stündliche Niederschlagsmenge Absinken der Schneefallgrenze [m] Anzahl der Fälle <1, <2, >2, Tab. 5.1: Absinken der Schneefallgrenze im Zusammenhang mit der Niederschlagsintensität (über das ganze Niederschlagsereignis gemittelte stündliche Niederschlagsmengen) In der voranstehenden Tabelle zeigt sich ganz klar, dass höhere Niederschlagswerte zu einem stärkeren Absinken der Schneefallgrenze führen Die Schneefallwahrscheinlichkeit im Gailtal Als Synoptiker hat man großes Interesse daran, ein Ereignis möglichst genau vorherzusagen. Wie im vorangegangen Kapitel gesehen, bieten die statistischen sowie thermodynamischen Zusammenhänge mit den vorhandenen Messdaten im Gailtal nur bedingt die Möglichkeit eine exakte Schneefallprognose zu erstellen. Um die Schneefallgrenze an einem Ort zu bestimmen, verwendet man gerne die Temperatur in einer gewissen Höhenlage. Für das Gailtal bietet sich in diesem Fall die Lufttemperatur der Villacher Alpe an, welche man als Modelloutput erhält. Untersucht man nun die Niederschlagsart im Gailtal im Zusammenhang mit der Temperatur am Dobratsch so zeigt sich für Schneefall folgender Zusammenhang: Temperatur am Kötschach- Reisach [%] Maria Luggau [%] Dobratsch [ C] Mauthen [%] < < Tab. 5.2: Schneefallwahrscheinlichkeit im Gail- bzw. Lesachtal 55

56 Liegt die Temperatur am Dobratsch während eines Niederschlagsereignisses über -2 C (Werte über 3 C am Dobratsch finden in diese Auswertungen keinen Eingang mehr) so kommt es im Gailtal nur in etwa 5% aller Fälle zu Schneefall. Hingegen liegt die Schneefallwahrscheinlichkeit im Gailtal schon bei rund 75% sobald die Temperatur auf der Villacher Alpe unter -4 C liegt. Bei Temperaturen auf der Villacher Alpe zwischen -2 C und -4 C kommt es in knapp über 30% der Fälle zu Schneefall. Dafür gibt es 3 Möglichkeiten, die etwa gleich oft vorkommen: 1. Warmfont 2. Inversion stündliche Niederschlagswerte über 25mm Diese Werte sind jetzt unabhängig von der Niederschlagsintensität. Wenn man diese nun miteinbezieht, so zeigt sich, dass die Niederschlagsintensität erst ab einer gewissen Temperatur am Dobratsch einen Einfluss darauf hat, ob die Schneefallgrenze bis ins Gailtal absinkt. Erst wenn die Schneefallgrenze deutlich unter das Kammniveau -welches im Oberen Gailtal in rund 1900m liegt- absinkt, dann steigt bei steigender Niederschlagsintensität auch die Wahrscheinlichkeit für Schneefall bis in Tallagen. Hier zeigt sich jedoch ein überraschend klarer Unterschied zwischen den Stationen Reisach und Kötschach- Mauthen. Solange die Temperatur am Dobratsch über -4 C liegt, hat die Niederschlagsintensität keinen signifikanten Einfluss darauf, ob die Schneefallgrenze im Raum rund um Kötschach- Mauthen bis zum Talboden absinkt. Sobald die Temperatur auf der Villacher Alpe aber unter -4 C sinkt, zeigt sich ein deutlicher Trend, dass bei stärkeren Niederschlägen, die Schneefallgrenze eher bis ins Tal absinkt, als bei schwächeren Niederschlagsraten. stündliche Niederschlagsmenge Schneefallwahrscheinlichkeit in Kötschach- Mauthen [%] > 1 mm/h 81 > 2 mm/h 84 > 3 mm/h 91 Tab. 5.3: Schneefallwahrscheinlichkeit in Kötschach- Mauthen im Zusammenhang mit der über alle Niederschlagsereignisse gemittelten Niederschlagsintensität bei einer Temperatur < -4 C am Dobratsch In Reisach ist bei den gleichen Temperaturen am Dobratsch noch kein signifikanter Zusammenhang erkennbar. Bei diesen Zahlenspielen muss man jedoch bedenken, dass in die Auswertungen sämtliche stündliche Niederschlagswerte eingeflossen sind ohne Rücksicht auf das Temperaturprofil 56

57 oder die Art der Front, welche für den Niederschlag verantwortlich zeichnet. Auch wird hier nicht darauf Rücksicht genommen, ob es sich um mehrere aufeinanderfolgende Stunden mit hoher Niederschlagsintensität oder nur um einzelne Stundenwerte handelt. Auf die einzelnen Unterscheidungen wird in den folgenden Kapiteln genauer eingegangen. Es zeigt sich also schon anhand der ersten Auswertungen, dass das Absinken der Schneefallgrenze im Gailtal kein trivialer Vorgang ist. Neben dem Energiegehalt der Luftmasse spielen auch die zeitliche Verteilung der Niederschlagsintensität wie auch das vertikale Temperaturprofil eine große Rolle Schneefall oder Regen, wann schneit es im Gailtal? Damit die Schneefallgrenze bis ins Gailtal absinkt gibt es zwei einfache Möglichkeiten: 1. Tiefe Temperaturen am Dobratsch - Luftmasse 2. Hohe Niederschlagsintensität - Abkühlung Tiefe Temperaturen am Dobratsch Sinkt die Temperatur am Dobratsch während eines Niederschlagsereignisses unter -10 C, kommt es unabhängig von der Niederschlagsintensität in 100% der Fälle zu Schneefall im Gailtal. Diese Ereignisse werden in der Arbeit, wie in Kapitel 5.2. bereits erwähnt, nicht behandelt Hohe Niederschlagsintensität Ob es im Gailtal zu Schneefall kommt, hängt -wie bereits in Kapitel erwähnt- von der Temperatur am Dobratsch wie auch der Niederschlagsintensität aber auch dem vertikalen Temperaturprofil ab. Entscheidend ist in diesem Fall der Verlauf von Temperatur- und Niederschlagsgang. 57

58 Je höher die Lufttemperatur auf der Villacher Alpe ist, desto länger muss der Niederschlag mit einer gewissen Intensität anhalten damit die Schneefallgrenze bis ins Tal absinkt. Nach Steinacker bedarf es rund 50mm um die Schneefallgrenze in einer Ebene um 1400m absinken zu lassen, während es in einem Tal nur die Hälfte dieser Niederschlagsmenge bedarf um die Schneefallgrenze um den selben Betrag absinken zu lassen [Steinacker, 1984: 85]. Im Gailtal ergeben aber die Auswertungen teilweise bessere Übereinstimmungen mit den nach Steinacker aufgestellten Werten für die Ebene als für ein Tal. Vergleicht man die Schneefallereignisse im Untersuchungsgebiet mit der Grafik von Geb, zeigen sich bessere Übereinstimmung jedoch nur dann, wenn man die stündliche Niederschlagsmengen über die Dauer des Niederschlages mittelt. Abb. 5.3: Absenkung der Schneefallgrenze als Funktion der Niederschlagsmenge (links) [aus Steinacker, 1984: 84]; Absinken der Schneefallgrenze über gefrorenem Boden als Funktion der Niederschlagsintensität (rechts), durchgezogene Linie für Täler, gestrichelte Linie für Ebenen [aus Geb, 1984: 4] Fallen in Reisach z.b. innerhalb von 20 Stunden etwa 50mm Niederschlag, so würde dies durchschnittlich etwas mehr als 2mm/h bedeuten. Nach Geb müsst diese Tatsache ein Absinken der Schneefallgrenze um mindesten 1000m bei gefrorenem Boden und um etwas weniger als 1000m bei feuchtem Boden verursachen. In Wirklich liegen die Werte für das Gailtal meist zwischen diesen beiden Werten. Das Obere Gailtal wird nach Norden und Süden hin um rund 1200m überragt. Liegt die Schneefallgrenze im Bereich des Kammniveaus in rund 1900m Seehöhe, dann sinkt die Schneefallgrenze erst bei deutlich höheren Niederschlagswerten sowie länger andauernden Schneefällen bis ins Tal ab. Je tiefer aber die Schneefallgrenze zu Beginn der Niederschläge liegt, desto höhere Übereinstimmung erzielt man mit den von R. Steinacker publizierten Werten für Täler. 58

59 Jedoch variiert das Absinken der Schneefallgrenze von Fall zu Fall. Je nach Art der Front sinkt die Schneefallgrenze schneller oder langsamer ab, wodurch sich auch die Auswertung nach der Art der Niederschlagsereignisse rechtfertigt. Allgemein lässt sich sagen, dass die Schneefallgrenze in beinahe 100% der Fälle bis ins Gailtal absinkt sobald die Temperatur auf der Villacher Alpe während eines Niederschlagsereignisses unter -4 C sinkt (theoretische Schneefallgrenze etwa 1250m) und der Niederschlag mit mehr als 1mm/h noch für mindestens 3 Stunden anhält. Lassen die Niederschläge nach der Abkühlung am Berg rasch nach, bleibt es im Tal bei Regen. Es zeigt sich also, dass ein klarer Zusammenhang zwischen Niederschlagsintensität und Schneefallgrenze vorliegt, nur spielt dabei die Temperatur in der Höhe eine entscheidende Rolle. Niederschlag und Temperatur im Gailtal Temperatur und Niederschlag im Gailtal Niederschlag [mm] Temperatur [ C] (Niederschlag [mm] 8 RR Reisach T 6Reisach T Dobratsch Temperatur [ C] RR Reisach T Dobratsch T Reisach Zeit [h] Zeit [h] Abb. 5.4: Schneefall im Gailtal dank intensiver Niederschläge sowie Abkühlung am Berg (rechts), trotz Abkühlung am Berg Regen im Gailtal aufgrund geringerer Niederschläge (links) Abb. 5.4 zeigt die Unterschiede zwischen einem Regen- und einem Schneefallereignis im Gailtal. Im rechten Bild zieht eine Kaltfront durch und die Temperatur am Dobratsch geht von anfänglich 0 C auf rund -5 C zurück. Gleichzeitig treten im Gailtal kräftige Niederschläge auf, die auch nach der Abkühlung noch anhalten, wodurch die Schneefallgrenze aufgrund der hohen Niederschlagsintensität, wie auch der Abkühlung am Berg bis ins Tal sinkt. Im linken Bild ist ebenfalls eine schwache Kaltfront zu erkennen, die am Dobratsch zu einer Abkühlung von 0 C auf etwa -4 C führt (die Werte der äquivalentpotentiellen Temperatur zeigen in beiden Fällen jeweils eine leichte Abkühlung). Gleichzeitig treten im Untersuchungsgebiet auch in diesem Fall Regenfälle auf, wobei der Niederschlag kurz nach der Abkühlung aufhört und es im Gailtal nicht zu Schneefall kommt. 59

60 Der letzte Parameter, der das Absinken der Schneefallgrenze beeinflusst, ist das Temperaturprofil im Gailtal. Grundsätzlich gilt, je wärmer es im Tal zu Beginn der Niederschläge ist, desto größerer Mengen bedarf es, damit die Schneefallgrenze bis in Tal absinkt. Ausnahmen treten hier bei Inversionen auf, wenn es sogar bei Temperaturen um den Gefrierpunkt im Gailtal regnen kann Fallbeispiel vom auf den Dieser Fall repräsentiert das einzige Ereignis innerhalb der Auswertungsperiode, bei dem die äquivalentpotentielle Temperatur am Dobratsch über die gesamte Niederschlagsperiode konstant war. Somit lässt sich das Absinken der Schneefallgrenze im Gailtal einzig und allein auf den Entzug von Schmelzwärme zurückführen. Mit einem kräftigen Trogvorstoß nach Westeuropa gelangt kühle Luft in den Alpenraum. Über den Alpen baut sich eine südliche Höhenströmung auf, wodurch die Karnischen Alpen in Stau geraten, gleichzeitig wird in der Höhe aber noch milde Luft nach Kärnten advehiert. Abb. 5.5: Großwetterlage in Europa am [ Über die gesamte Niederschlagsperiode von etwa 24 Stunden bleibt die äquivalentpotentielle Temperatur am Dobratsch konstant bei rund 33 C, was einer Schneefallgrenze von ca. 1850m entspricht. 60

61 Zwischen 18 UTC und 6 UTC fallen 20 bis 30mm Niederschlag und die Schneefallgrenze sinkt unter 1500m. Abb. 5.6: Großwetterlage in Europa am UTC [ Abb. 5.7: 850hPa- Temperaturkarte in Europa am UTC [ Der Aufgleitvorgang wird durch die Hebung an den Alpen verstärkt und es entladen sich einzelne Gewitter. Innerhalb von 6 Stunden fallen zwischen 6 und 12 UTC 20 bis 30mm Niederschlag im Gailtal, wobei die Schneefallgrenze bis auf 650m absinkt. Während es im Oberen Gailtal kurzeitig zu Schneefall kommt, bleibt es bereits in Hermagor bei Regen. 61

62 Seehöhe [m] Vertikalprofil vom bis zum Temperatur [ C] 18h 24h 3h 6h 9h 10h 11h Abb. 5.8: Vertikalprofil aus dem Gailtal vom h bis zum h Am Vertikalprofil (Aufbau des Vertikalprofils: siehe Kapital , Seite 70) kann man sehr schön erkennen, wie die Temperatur von oben her zu sinken beginnt. Während die Schneefallgrenze um 18 Uhr noch in knapp 1800m Seehöhe liegt, sinkt sie bis 6 Uhr auf rund 1100m Seehöhe ab. Im Tal werden zur gleichen Zeit aber noch knapp 5 C gemessen. Innerhalb von 3 bis 4 Stunden sinkt die Schneefallgrenze am Vormittag dann bis ins Gailtal ab, wobei die Niederschlagsraten zwischen 3 und 7mm/h liegen. Interessant ist in diesem Fall, dass die Schneefallgrenze in Kötschach- Mauthen deutlich früher bis ins Tal abgesunken ist als in Reisach und das obwohl Reisach deutlich höhere Niederschlagwerte hatte. Während es in Kötschach- Mauthen bereits nach 36mm Niederschlagssumme geschneit hat, hat in Reisach erst nach 57mm Schneefall eingesetzt. Die Ursache dafür dürfte im geringern Talvolumen und in der besseren Abgeschlossenheit des Gailtals im Raum Kötschach- Mauthen liegen. Das Phänomen, dass es in Kötschach- Mauthen trotz geringer Niederschlagsmengen früher zu Schneefall kommt, lässt sich über die Auswertungsperiode hinweg immer wieder verfolgen. Dies unterstützt wieder die These, dass das Talvolumen am Absinken der Schneefallgrenze maßgeblichen Einfluss hat. Im Lesachtal ist die Schneefallgrenze trotz geringerer Niederschlagsmengen als im Gailtal bereits in den frühen Morgenstunden bis ins Tal abgesunken und es hat sich eine dünne Schneedecke von bis zu 5cm bilden können. 62

63 5.4. Fronten Generell kann man Fronten an den zeitlichen Änderungen mehrer Parameter wie Druck, Feuchte und Temperatur erkennen. Als geeignete Größe hat sich in diesem Falle die äquivalentpotentielle Temperatur herauskristallisiert, da sie alle diese Messgrößen zusammenfasst. In den Tälern der Südalpen ist es aber meist ziemlich schwierig eindeutige Frontensignale zu erkennen, da Kalt- oder Warmfronten in den Tallagen meist nur für allmähliche Wechsel der äquivalentpotentiellen Temperatur sorgen. Aus diesem Grund wird in dieser Arbeit nur die Änderung der äquivalentpotentiellen Temperatur am Dobratsch zur Bestimmung einer Front herangezogen. Da die Villacher Alpe hoch über dem Gailtal liegt und in der unmittelbaren Umgebung die höchste Erhebung darstellt, zeichnen sich Fronten an den Parametern dieser Station viel deutlicher als im Tal ab Kaltfronten Von den 135 untersuchten Niederschlagsereignissen entfallen 55 Fälle auf Kaltfronten (Abkühlung der Θ e - Werte während des Niederschlages um 5K). Die hier ausgewerteten Kaltfronten treten nur zwischen September und Mai auf, da es in den Sommermonaten der Jahre 1996 bis 2005 zu keinem Schneefallereignis im Gailtal gekommen ist. Zwar ist die Schneefallgrenze auch zwischen Juni und August immer wieder unter 2000m gesunken, meist hatte dies aber markante Kaltlufteinbrüche als Ursache und die Abkühlung durch kräftigen Niederschlag war gar nicht bzw. nur kaum gegeben. Auch Kaltfronten, die sich nur durch einzelne Schauer bemerkbar gemacht haben, finden keinen Eingang in die Auswertungen. Der überwiegende Teil der Kaltfronten, welche das Gailtal erfassen, treffen von Norden her über den Alpenhauptkamm das Untersuchungsgebiet. Nur einzelne Fronten werden um die Alpen herumgeführt und erreichen von Osten her das Gailtal. Das Einfließen der kalten Luft erfolgt im Gailtal überaus komplex und bisher gibt es keine genauen Arbeiten, die sich mit dieser Thematik beschäftigen. Bei nördlichen Höhenströmungen gelangt die kalte Luft meist nur sehr langsam über die Gailtaler Alpen ins Gailtal und weiter Richtung Süden. Am deutlichsten zeigt sich dies bei frühherbstlichen 63

64 Schneefällen, wenn die Schneefallgrenze in den Gailtaler Alpen um mehrere hundert Höhenmeter unter jener der Karnischen Alpen liegt, wo die Schneefallgrenze erst mit dem Ende der Niederschläge absinkt. Auch der Dobratsch, welcher zu den Gailtaler Alpen zählt, wird bei Kaltfronten fast immer vor den Karnischen Alpen von den kühleren Luftmassen erfasst. Bei der Durchsicht der Kaltfronten zeigen sich für die Talorte Reisach und Kötschach- Mauthen folgende Schemata: - Übergang von Regen in Schnee (23 Fälle) - durchgehend Regen (20 Ereignisse) - Inversionslage mit Schneefall (10 Fälle) - Wechsel von Regen in Schnee und wieder in Regen (2 Ereignisse) Für die 20 Fälle bei denen während der gesamten Niederschlagsperiode kein Schneefall aufgetreten ist, gibt es 2 einfache Erklärungen: Entweder die Niederschlagsintensität ist zu gering oder es ist zu warm. Auch eine Kombination dieser beiden Kriterien tritt des Öfteren auf. So findet man mehrere Ereignisse bei denen zu Beginn des Niederschlags zwar die Intensität mit teilweise über 3mm/h gegeben, die Temperatur aber mit 10 C im Tal deutlich zu hoch ist. Erfasst die Kaltfront das Untersuchungsgebiet, gehen zwar die Temperaturen zurück, gleichzeitig lassen aber auch die Niederschläge nach oder hören überhaupt auf und verhindern somit ein niederschlagsinduziertes Absinken der Schneefallgrenze. Die beiden Fälle, bei denen der Regen in Schnee und dann wiederum in Regen übergegangen ist, lassen sich durch das Nachlassen der Niederschlagsintensität erklären. Bei diesen beiden Ereignissen hat der starke Niederschlag zu einem Absinken der Schneefallgrenze geführt. In weiterer Folge hat aber die Niederschlagsintensität stark nachgelassen, sodass die Schneefallgrenze durch den Austausch der Luftmasse wieder deutlich angestiegen ist. Handelt es im Zusammenhang mit einer Kaltfront im Gailtal nur um Regen, hat dies wie bereits erwähnt zwei einfach Gründe: Entweder es ist in der Höhe zu warm oder die Niederschlagsintensität ist zu gering. Aber auch hier kann Niederschlagsabkühlung auftreten. Die Schneefälle bei Inversionslagen sind auf das vertikale Temperaturprofil zurückzuführen und werden in Kapitel noch näher behandelt. 64

65 Beim Übergang von Regen in Schnee handelt es sich um eine Kombination aus Abkühlung der Luftmasse bzw. Abkühlung durch das Freisetzen von Schmelzwärme Die Schneefallwahrscheinlichkeit im Gailtal bei Kaltfronten Die Temperaturen am Dobratsch stellen für die Schneefallgrenze im Gailtal einen guten Anhaltspunkt dar. Geht man gleich vor wie in Kapitel und berechnet die Schneefallwahrscheinlichkeit im Gail- bzw. Lesachtal für einzelne Temperaturbereiche auf der Villacher Alpe so erhält man folgende Ergebnisse: Temperatur am Dobratsch [ C] Reisach [%] Kötschach- Mauthen [%] Maria Luggau [%] < < Tab. 5.4: Schneefallwahrscheinlichkeit im Gail- bzw. Lesachtal bei Kaltfronten, wenn die Temperatur am Dobratsch im Zuge einer Kaltfront noch über -2 C liegt bzw. unter -2 C oder unter -4 C sinkt Im Großen und Ganzen zeigen sich recht ähnliche Werte zu den Ergebnissen für alle Niederschlagsereignisse. Liegt die Temperatur am Dobratsch aber über -2 C kommt es im Gailtal bei Kaltfronten nicht zu Schneefall. Werden auf der Villacher Alpe Temperaturen zwischen -2 C und -4 C gemessen, handelt es sich im Gailtal nur dann um Schneefall, wenn eine mächtige Inversion besteht oder es innerhalb von 12 Stunden über 50mm Niederschlag gibt. Wie in Kapitel angesprochen, hängt der Prozess des Absinkens der Schneefallgrenze mit der Ausgangslage der Schneefallgrenze zusammen. Je höher die Schneefallgrenze liegt, desto mehr Niederschlag bedarf es, damit es im Gailtal schneit. Bei Kaltfronten tritt im Untersuchungsgebiet meist eine bessere Übereinstimmung mit den von R. Steinacker (Abb. 5.3) gezeigten Absinkwerten für die Ebene als mit jenem für ein Tal überein. Dies dürfte sich auf die meist gute Durchmischung bei Kaltfrontdurchgängen zurückführen lassen. Aber auch in diesem Fall gilt wieder, je tiefer die Schneefallgrenze mit Niederschlagsbeginn liegt, desto eher stimmen die Niederschlags- und Abkühlungswerte wieder mit den Daten für Täler überein. 65

66 Ebenso spielt die Temperatur am Dobratsch eine entscheidende Rolle, wenn auch in einer leicht veränderten Form. Sinkt die Temperatur auf der Villacher Alpe unter -4 C liegt die Schneefallwahrscheinlichkeit bei über 75%. Wie bereits erwähnt, dauert es aber oft sehr lange, bis die Kaltluft über die Gailtaler Alpen zu den Karnischen Alpen gelangt und das ganze Tal erfasst. In vielen Fällen kann man deshalb davon ausgehen, dass die Schneefallgrenze durch den Niederschlag im Gailtal stärker absinkt, als man dies nach den Temperaturen am Dobratsch vermuten würde. Wie bereits angesprochen spielt natürlich auch bei Kaltfrontdurchgängen die vertikale Schichtung im Talvolumen eine wichtige Rolle. Inversionen können dazu führen, dass bereits geringe Niederschlagsmengen zu einem Absinken der Schneefallgrenze um mehrere hundert Höhenmeter führen können. Aber auch das Gegenteil kann passieren, dass es trotz Temperaturen um den Gefrierpunkt im Tal bei Regen bleibt. Dies ist besonders dann der Fall, wenn an den Vortagen leicht föhnige Einflüsse eine mächtige warme Schicht oberhalb der Inversion gebildet haben. Bleibt es bei Niederschlagsraten unter 1mm/h, kann dieser Bereich oft nicht komplett abgekühlt werden und es bleibt im Tal bei Regen. Noch gravierender als im Gailtal ist dies im Klagenfurter Becken der Fall, wo es selbst bei Niederschlagsraten von bis zu 40mm/24h noch bei Regen bleiben kann Zusammenhang zwischen Niederschlagsintensität und Abkühlung Ein weiterer interessanter Gesichtspunkt in Bezug auf Kaltfronten ist die Frage, ob der stärkste Niederschlag mit der kräftigsten Abkühlung und mit dem markantesten Absinken der Schneefallgrenze einhergeht. Dazu soll zuerst der Zusammenhang zwischen den aus Formel 5.2. berechneten stündlichen Abkühlungsdaten und den tatsächlich aufgetretenen Temperaturänderungen verglichen werden. Diese Auswertungen zeigen zu den bereits getätigten Vergleichen für alle Niederschlagsereignisse recht ähnliche Werte. Der Korrelationskoeffizient liegt bei rund 0,4 und zeigt einen leichten Zusammenhang zwischen theoretischem und aktuellem Wert an. In diesem Fall wurden nur die Temperaturen und Niederschlagsraten von der Station Kötschach- Mauthen verwendet. 66

67 theo. Abk vs. akt. Abk (mit Kondensationswärme) 3,0 2,0 1,0 akt. Abk 0,0-5,0-4,0-3,0-2,0-1,0 0,0-1,0-2,0-3,0-4,0 theo. Abk Abb. 5.9: Vergleich der aus Formel 5.2. berechneten Abkühlung mit der gemessenen Abkühlung in Kötschach- Mauthen Wenn man nun die einzelnen Kaltfronten auswertet und die Änderung von der äquivalentpotentiellen Temperatur am Dobratsch mit den Niederschlagswerten im Gailtal vergleicht, zeigt sich auf den ersten Blick ein deutliches Maximum des Niederschlages bei einer stündlichen Abkühlungsrate von 2 bis 3K. Abkühlung vs. Niederschlag in Kötschach- Mauthen Ns [mm] NsKöMau , , , ,5-9 -8,5-8 -7,5-7 -6,5-6 -5,5-5 Abkühlung thetae [K/h] Abb. 5.10: Zusammenhang zwischen der stündlichen Abkühlung von Θ e am Dobratsch und den stündlichen Niederschlagswerten aus Kötschach- Mauthen Bei etwas genauerer Analyse der Daten zeigt sich aber, dass das so deutliche Maximum nur von einzelnen Fällen gestützt wird. -4,5-4 -3,5-3 -2,5-2 -1,5-1 -0,5 0 67

68 Abkühlung vs. Niederschlag in Kötschach- Mautehn Anzahl der Fälle Ns [mm] NsKöMau Fälle , , , ,5-9 -8,5-8 -7,5-7 -6,5-6 -5,5-5 -4,5 Abkühlung thetae [K/h] Abb. 5.11: Zusammenhang zwischen der stündlichen Abkühlung von Θ e am Dobratsch und den stündlichen Niederschlagswerten aus Kötschach- Mauthen sowie der Anzahl der Fälle -4-3,5-3 -2,5-2 -1,5-1 -0, Aufgrund der begrenzten Anzahl von Kaltfronten lässt sich hier leider kein stichhaltiger Zusammenhang ableiten und somit ist auch keine Schlussfolgerung bezüglich des Verhaltens der Schneefallgrenze möglich Kaltfrontcomposit Bei der Analyse von Fronten stellt sich immer wieder die Frage, ob die einzelnen Frontdurchgänge ähnliche Muster aufweisen. Kann man auch behaupten, dass die typische Kaltfront im Gailtal nach einem bestimmten Schema durchgeht? Die Auswertung der knapp über 50 Kaltfronten gibt darauf keine eindeutige Antwort. Immer wieder gehen Kaltfrontdurchgänge fließend in Verwellungsprozesse entlang des Alpenhauptkammes über. Versucht man aber trotzdem die für das Gailtal typische Kaltfront zu finden, so zeigen sich zwei recht ähnliche Muster: 68

69 Kaltfront composit 1 2,0 2,5 0,0 Abkühlung thetae Dobratsch [ C/h] -2,0-4,0-6,0-8,0 2,0 1,5 1,0 0,5 Ns[mm] thetae Ns- Reisach Ns Kömau Kaltfront composit 2-10,0 2 2,5-12, Zeitdauer [h] Abb. 5.12: Kaltfrontcomposit für den Dobratsch bzw. das Gailtal Abkühlung thetae Dobratsch [ C/h] ,0 2 1,5 1 0,5 Ns [mm] thetae Dobratsch Ns- Reisach Ns- Kömau Zeitdauer [h] 0 Der erste Fall repräsentiert jene Kaltfronten, die rasch wieder abziehen und ein markantes Niederschlagsmaximum im Gailtal rund 8 Stunden nach dem ersten Temperaturrückgang am Dobratsch aufweisen. In weiterer Folge lassen die Niederschläge aber schnell an Intensität nach, wodurch ein durch den Entzug der Schmelzwärme hervorgerufenes Absinken der Schneefallgrenze unwahrscheinlich wird. Das zweite Composit repräsentiert jene Ereignisse, bei denen die Niederschläge länger andauern. Hierbei dürfte es sich um jene Fronten halten, die am Alpenbogen verwellen. Auch in diesen Fällen tritt etwa 8 Stunden nach dem ersten Temperaturrückgang auf der Villacher Alpe ein Niederschlagsmaximum auf, die Niederschlagsintensität nimmt danach aber nicht rapid ab, sondern bleibt noch über mehrere Stunden zwischen 1mm/h und 2mm/h. Dies wären natürlich gute Voraussetzungen dafür, dass die Schneefallgrenze bis ins Gailtal absinkt, jedoch treten die intensiveren Niederschläge auch häufiger bei wärmeren Luftmassen auf, wodurch es im Tal immer wieder bei Regen bleibt. Aus diesen Zusammenstellungen lässt sich also kein eindeutiger Rückschluss auf das Absinken der Schneefallgrenze ziehen. 69

70 Vertikalprofil einer Kaltfront Im Gailtal fehlt es wie bereits mehrfach erwähnt an Radiosondenaufstiegen. Dadurch ist es sehr schwierig ein vertikales Profil des Untersuchungsgebietes zu erstellen. Anhand der Stationen des Hydrografischen Dienstes sowie der ZAMG ist es jedoch möglich, zumindest ein auf Stationsdaten basierendes Vertikalprofil für das Untersuchungsgebiet zu erstellen. Der Höhe nach geordnet fließen folgende Orte in die Erstellung der Vertikalprofile ein: Reisach (650m), Kötschach- Mauthen, (701m), Maria Luggau (1140m), Plöckenhaus (1232m), Naßfeld (1540m) sowie der Dobratsch (2160m). Die Stationen Maria Luggau wie auch Plöckenhaus befinden sich zwar beide auf knapp über 1100m, liegen aber nicht direkt im Gailtal, wodurch die Stationen beim Vertikalprofil scheinbare Inversionen verursachen können. Diese sind jedoch auf die räumlich und somit auch thermisch differenzierte Lage dieser beiden Orte zurückzuführen. Am Nassfeld werden die Messungen am Pass durchgeführt, weshalb die Werte für diese Höhenlage durchaus repräsentativ sind. Nimmt man aber die hier angeführten Ungenauigkeiten (Inversion und räumliche Distanz zwischen den einzelnen Messpunkten) in Kauf, lässt sich ein durchaus repräsentatives Vertikalprofil für das Gailtal erstellen. Als Beispiel für ein Vertikalprofil bei einer Kaltfront dient hier der Kaltluftvorstoß vom 14. auf den Abb. 5.13: Temperaturverteilung in 850hPa in Europa am 14. und jeweils 00UTC [ 70

71 Von den Britischen Inseln erfasst eine Kaltfront in der Nacht auf den den Alpenraum. Im Golf von Genua bildet sich ein flaches Tief, das im Süden an Österreich vorbei zieht. In Oberkärnten sorgt die an den Alpen verwellende Kaltfront für 15 bis 30mm Niederschlag. Am Berg geht die Temperatur von anfänglich -1 C auf -4 C zurück. Im Tal sinkt die Temperatur von +7 C auf 1 C, wobei zwischen 24h und 8h die Niederschlagsrate verbreitet höher als 2mm/h ist. Man kann sehr schön erkennen, wie sich bei den einzelnen Zeitschritten die Temperatur in der Höhe beinahe parallel zu den kälteren Werten hin verschiebt, während unterhalb von rund 1400m die Kurven immer steiler werden. In diesem Fall überlagern sich der Tagesgang der Temperatur und die Abkühlung durch den Entzug der Schmelzwärme. Die Schneefallgrenze sinkt von anfänglich 1700m mit fortschreitender Nacht und anhaltenden Niederschlägen bis ins Tal und somit rund 600 Höhenmeter unter die Schneefallgrenze jener Luftmasse, welche über dem Gailtal liegt (Θ e am Dobratsch beträgt rund 26 C). Temp Kaltfront Seehöhe [m] ,0-4,0-2,0 0,0 2,0 4,0 6,0 8,0 10,0 Temperatur [ C] 22h 24h 2h 4h 6h 8h Feuchtadiabate Abb. 5.14: Vertikalprofile aus den Stationen Kötschach- Mauthen, Maria Luggau, Plöckenhaus, Nassfeld und Villacher Alpe 71

72 Fallbeispiel einer Kaltfront vom In den Übergangsjahreszeiten sind die Temperaturgegensätze vor und nach einem Niederschlagsereignis meist am größten. Nach Kaltlufteinbrüchen sind in den inneralpinen Talregionen noch Minima im negativen Bereich möglich, während kurz davor noch Tagesmaxima bis über 20 C erreicht worden sind. Mit diesem Beispiel soll ein solch massiver Kaltlufteinbruch Mitte Mai 2003 beschrieben werden, bei dem es im Gailtal nochmals zu einer Ausbildung einer Schneedecke gekommen ist. Abb. 5.15: Großwetterlage in Europa am UTC [ An der Vorderseite eines Trogs über den Britischen Inseln wird milde Luft in den Alpenraum transportiert. Die Tagesmaxima in Kärnten erreichen verbreitet Werte über 20 C. So auch im Gailtal, wo in Reisach ein Höchstwert von 21,6 C erreicht wird. Abb. 5.16: Großwetterlage in Europa am UTC [ 72

73 In der Nacht vom 13. auf den erfolgt am Berg ein Temperatursturz. Auf der Villacher Alpe sinkt die Temperatur von knapp 5 C am Abend auf -4 C bis in die Morgenstunden. Gleichzeitig erfassen mit einem Genuatief von Süden her intensive Niederschläge das Gailtal, die in Reisach innerhalb von 12 Stunden 39mm Regen bringen. Auch im Tal geht die Temperatur von deutlich zweistelligen Werten am Abend auf rund 2 C bis zum Morgen zurück. Während die Lufttemperatur und die äquivalentpotentielle Temperatur am Dobratsch in den Vormittagsstunden konstant bei -4 C bzw. bei rund 24 C bleiben, sinkt die Temperatur im Gailtal im Zusammenhang mit kräftigen Niederschlägen auf 0 C ab (vergleiche Tabelle 5.5), sodass die Schneefallgrenze bis ins Tal absinkt. Durch den anhaltenden Schneefall bildet sich sogar eine bis zu 10cm mächtige Schneedecke aus. Von Reisach ostwärts nimmt die Mächtigekeit der Schneedecke rasch ab. Von Hermagor Richtung Villach bleibt es im Tal während des gesamten Niederschlagsereignisses überhaupt nur bei Regen. Mit nachlassender Niederschlagsintensität beginnt die Schneefallgrenze am Nachmittag aber im Oberen Gailtal wieder zu steigen. Abb. 5.17: Großwetterlage in Europa am [ Am Abend hört der Regen auf und bis zum Morgen hin sinken die Temperaturen in den schneebedeckten Teilen des Tals auf -1 C bis -2 C ab. Im schneefreien Villach wird hingegen nur ein Minimum von 2,5 C erreicht. Die Neuschneehöhe liegt in Reisach und Kötschach- Mauthen bei 5cm, aber auch am Nassfeld werden nur 5cm gemessen. 73

74 In Tabelle 5.5. werden die Messwerte der einzelnen Stationen zusammengefasst: Massive Kaltfront Reisach KöMau Villach Dobratsch Luggau Naßfeld Tmax [ C] 21,6 C 17,3 23,0 9,7 18h T [ C] 13,6 11,8 15,5 4,9 RR [mm] 2,0 3,0 2,0 3,0 ww Tmin [ C] 2,8 1,9 5,3-4,1 Neuschnee cm 6cm 6h T [ C] 3,1 1,9 5,3-4,1 RR [mm] 39,0 19,0 16,0 14,0 ww h T [ C] 0,5 0,3 5,7-4,5 ww h T [ C] 1,3 1,4 5,7-4,2 RR [mm] 28,0 4,0 8,0 6,0 ww h T [ C] 2,1 2,6 5,8-4,0 ww h Tmax [ C] 3,1 6,2-3,4 T [ C] 1,7 1,1 6,1-4,0 RR [mm] 2,0 6,0 12,0 7,0 ww Tmin [ C] -1,6-1,0 2,5-6,5 Neuschnee 5cm 5cm - 5cm 5cm 4cm 6h T [ C] -0,2 2,1 5,2-6,0 RR [mm] 4,0 3,0 0,6 1,0 Tab. 5.5: Messwerte aus dem Untersuchungsgebiet während der Kaltfrontpassage zwischen h und h Warmfronten Insgesamt entfallen 24 der 135 Fälle auf Warmfronten. Wie bei den Kaltfronten kann man Warmfronten im Süden im Nachhinein nicht immer ganz eindeutige klassifizieren, denn es könnte sich ja auch um eine Warmfrontokklusion gehandelt haben. In dieser Arbeit werden Warmfronten mit einem Anstieg der äquivalentpotentiellen Temperatur auf der Villacher Alpe von mindesten 5K gleichgesetzt. Warmaktive Fronten treten oft im Zusammenhang mit Oberitalientiefs auf, wenn sich von Norden her eine Kaltfront gegen die Alpen legt und diese in weiterer Folge entlang des Alpenbogens verwellt und warmaktiv wird. Diese Wetterlagen sind in den Südalpen potentielle Niederschlagsbringer, denn das Zusammentreffen von kühler Luft aus dem Norden und feucht milder Luft aus dem Süden sorgt immer wieder für rekordverdächtige Niederschlagswerte im Gailtal. 74

75 Bei der Durchsicht der Warmfronten zeigen sich für die Talorte Reisach und Kötschach- Mauthen folgende Schemata: - durchgehend Schneefall (8 Ereignisse) - Wechsel von Regen in Schnee und wieder in Regen (2 Fälle) - durchgehend Regen (5 Ereignisse) - Übergang von Regen in Schnee (4 Fälle) - Übergang von Schnee in Regen (5 Ereignisse) Die interessantesten Fälle sind jene, bei denen der Niederschlag bei der Warmfront von Regen in Schnee übergeht. Dies spricht entweder für eine sehr mächtige Inversion oder für kräftige Niederschläge. Der Übergang von Schnee in Regen erscheint bei einer Warmfront durchaus logisch. Sofern die Tauwettergrenze und somit auch die Schneefallgrenze nicht über das Kammniveau ansteigen, bleibt es aber im Gailtal überwiegend bei Schneefall. Grundvoraussetzung dafür ist aber wie bereits in Kapitel angedeutet, dass die Niederschläge mit einer gewissen Intensität anhalten. Liegen oder sinken die stündlichen Niederschlagsmengen unter 1mm, steigt die Schneefallgrenze rasch markant an. So kann es selbst bei Temperaturen von -5 C am Dobratsch im Gailtal zu Regen kommen, wenn die Niederschlagsintensität fehlt. Auch für die Ereignisse, bei denen es nur geregnet hat, zeichnen die geringen Regenraten hauptverantwortlich. Der Wechsel von Regen in Schnee und wieder zurück in Regen ist ebenfalls auf eine Veränderung der Niederschlagsintensität zurückzuführen, wie dies schon in Kapitel angeführt wurde Die Schneefallwahrscheinlichkeit im Gailtal bei Warmfronten Die Temperatur am Dobratsch stellt, wie bereits mehrfach erwähnt, eine gute Möglichkeit dar, die Schneefallwahrscheinlichkeit im Gailtal abzuschätzen. Im Vergleich zu allen Niederschlagsereignissen ist die Schneefallwahrscheinlichkeit im Gailbzw. Lesachtal bei Warmfronten am größten. Dies lässt sich ganz einfach durch das vertikale Temperaturprofil erklären. 75

76 Geht man gleich vor wie bei den Kaltfronten und berechnet die Schneefallwahrscheinlichkeit im Gail- bzw. Lesachtal für einzelne Temperaturbereiche auf der Villacher Alpe, so erhält man folgende Ergebnisse: Temperatur am Kötschach- Reisach [%] Dobratsch [ C] Mauthen [%] Maria Luggau [%] < < Tab. 5.6: Schneefallwahrscheinlichkeit im Gail- bzw. Lesachtal bei Warmfronten, wenn die Temperatur am Dobratsch im Zuge einer Warmfront noch unter -4 C liegt bzw. über -4 C oder -2 C ansteigt Die warme Luft gleitet auf den in den Tälern liegenden Kaltluftkörper auf und im Tal kommt es trotz relativ milder Temperaturen am Berg noch zu Schneefall. Nimmt die Temperatur in der Höhe weiter zu, kann es sein, dass der Schneefall im Tal in Regen oder sogar gefrierenden Regen übergeht. Dies tritt aber im Gailtal nur sehr selten auf und konnte anhand der zur Verfügung stehenden Daten während der letzten 10 Jahre nicht nachgewiesen werden Zusammenhang zwischen Niederschlagsintensität und Abkühlung Ein Zusammenhang zwischen der Intensität der Niederschläge und dem Abkühlungsbetrag im Tal ist bei Warmfronten deutlich schwieriger herzustellen. In vielen Fällen liegt die Schneefallgrenze zu Beginn des Niederschlagsereignisses im Tal, wodurch eine Abkühlung durch den Entzug der Schmelzwärme nicht mehr möglich ist. Vielmehr geht es darum, dass bei Warmfronten der Kaltluftsee im Tal möglichst lange erhalten bleibt und somit auch bei deutlicher Erwärmung am Berg die Schneefallgrenze in tiefen Lagen bleibt. Dies kann nur dann der Fall sein, wenn die stündlichen Niederschlagsmengen hoch und die vertikale Durchmischung sowie die horizontale Advektion gering sind. Ein Extremereignis im Bezug auf kräftige Erwärmung in Höhenlagen und anhaltenden Schneefall im Tal stellt die Warmfront von 8. auf dar. Ausgehend von einem Kaltlufttropfen, der sich über Osteuropa abgeschnürt hat und retrograd (also von Ost nach West) gezogen ist, bildet sich am über dem Golf von Genua ein Tief, wobei die Kaltluftzufuhr in diesem Fall von Osten her erfolgt. 76

77 Am bleibt es bei einer östlichen bis nordöstlichen Höhenströmung im Gailtal aber noch durchwegs trocken. Abb. 5.18: Großwetterlage in Europa am UTC [ Abb. 5.19: Großwetterlage in Europa am [ Erst als der Kern des Höhentiefs an der Alpensüdseite entlang nach Westen zieht, dreht die Höhenströmung auf Südost und von Slowenien her breiten sich Niederschläge auf Mittel- und in weiterer Folge auch auf Oberkärnten aus. Um 24 Uhr, zum Zeitpunkt des Niederschlagbeginns im Gailtal, liegt die Temperatur am Dobratsch bei etwa -6 C. Bis in die Morgenstunden hin bleibt die Temperatur am Berg konstant. Die Niederschlagsintensität ist aber vorerst gering und liegt meist unter 1mm/h. Nur im Lesachtal schneit es schon in den Nachtstunden kräftig. 77

78 Abb. 5.20: Großwetterlage in Europa am [ In Kötschach- Mauthen steigt die Niederschlagsintensität kurz vor 7 Uhr Lokalzeit auf über 2mm/h an und sofort sinkt die Schneefallgrenze hier bis in das Tal ab, während es in Reisach weiterhin regnet. Im Laufe des Vormittags intensivieren sich Regen und Schneefall und schon um etwa 9 Uhr Lokalzeit setzt auch in Reisach Schneefall ein. Die Höhenströmung dreht durch die Verlagerung des Höhentiefs auf Südwest, wodurch der Schwerpunkt der Schneefälle im Westen liegt. Nach Osten hin nehmen die Niederschlagsmengen rasch ab und während in Kötschach- Mauthen innerhalb von 6 Stunden 27mm gemessen werden, sind es in Villach nur 4mm und hier bleibt es auch bei Regen. Mit der Drehung der Höhenströmung gelangt immer mildere Luft in den Südalpenraum. Die Temperatur auf der Villacher Alpe steigt von -6,6 C in der Früh auf -3,6 C zu Mittag und -0,3 C am Abend. Das Temperaturmaximum am Dobratsch liegt sogar bei +0,1 C (vergleiche Tabelle 5.7). Die Niederschläge im Gailtal halten aber weiterhin an und erreichen in den Nachmittagsstunden bis zu 6mm/h. Durch die hohe Intensität bleibt der Kaltluftkörper im Tal erhalten. 78

79 Temperatur am Dobratsch >0 C Reisach Kötschach Villach Dobratsch Luggau Naßfeld Tmin [ C] 2,1 0,5 3,3-6,7 Neuschnee - 1cm - 7cm 25cm 6cm 6h T [ C] 2,1 0,5 3,3-6,6 RR [mm] 4,0 6,0 4,0 3,0 ww h T [ C] 0,3 0,2 3,5-6,0 ww h T [ C] 0,4 0,3 4,2-3,6 RR [mm] 19,0 27,0 4,0 1,0 ww h T [ C] 0,1 0,3 4,3-0,9 ww h Tmax [ C] 0,2 0,5 4,5 0,1 T [ C] 0,2 0,2 4,0-0,3 RR [mm] 19,0 26,0 5,0 6,0 ww Tmin [ C] -0,4-0,4 1,9-0,3 Neuschnee 14cm 21cm - 4cm 32cm 22cm 6h T [ C] -0,4-0,4 2,2 0,9 RR [mm] 17,0 13,0 0,5 4,0 ww bzw.5 Tab. 5.7: Messwerte aus dem Untersuchungsgebiet während der Warmfrontpassage zwischen Uhr und Uhr In der zweiten Nachthälfte lässt der Schneefall deutlich nach, die Schneefallgrenze bleibt aber bis zum Niederschlagsende in den Tallagen. Insgesamt fallen zwischen 59mm in Reisach und 81mm in Maria Luggau wobei, die Gesamtschneehöhe zwischen 14cm in Reisach und 50cm in Maria Luggau liegt. In Tabelle 5.7. werden die Daten der einzelnen Stationen zusammengefasst. Abb. 5.21: Großwetterlage in Europa am UTC [ 79

80 Die Schneedecke im Gailtal bewirkt auch, dass die Minima am bei Werten knapp unter 0 C liegen, obwohl am Dobratsch positive Temperaturen gemessen werden. Ein Vergleich der einzelnen Stationen in der Früh des zeigt eindrucksvoll, dass vom Talboden bis auf 2100m quasi Isothermie besteht. Anhand dieses Beispiels kann man sehr gut den großen Zusammenhang zwischen Niederschlagsintensität und Lage der Schneefallgrenze erkennen. Während im Oberen Gailtal im Zusammenhang mit intensiven Niederschlägen über 10cm Schnee gefallen sind, hat es in Villach nur für 13mm und Regen gereicht Vertikalprofil einer Warmfront Im Winterhalbjahr bilden sich in den Tälern vermehrt Inversionslagen. Bei Warmfrontdurchgängen gleitet die leichte milde Luft auf den Kaltluftsee auf. Daraus ergeben sich ganz typische Vertikalprofile. Je nach Ausprägung der Inversion kann es in den Tälern lange Zeit deutlich kälter als in mittleren Höhen sein. Ein Beispiel dafür repräsentiert der Fall vom 21. auf den An der Vorderseite eines mächtigen abgetropften Tiefs über der Iberischen Halbinsel wird warme Luft an die Alpensüdseite advehiert. Abb. 5.22: Temperaturverteilung in 850hPa am 21. (links) und in Europa [ 80

81 In den Abendstunden des kühlt die Luft stark ab und es bildet sich ein Kaltluftsee. Im Gailtal sinken die Temperaturen auf -2 C bis -3 C, an den Messstellen in den Karnischen Alpen sowie im Lesachtal werden Werte zwischen -5 C und -8 C gemessen. Am Dobratsch liegt die Temperatur bei etwa -5 C. In den Morgenstunden setzt in der Höhe Erwärmung ein. Während die Temperatur auf der Villacher Alpe deutlich ansteigt, bleiben die Werte an den anderen Stationen quasi unverändert. Im Laufe des Vormittags setzt Schneefall ein, gleichzeitig beginnt die Temperatur in Höhenlagen über 1000m leicht zu steigen, während im Gailtal weiterhin annähernd konstante Temperaturen gemessen werden. In der ersten Nachthälfte beginnen die Temperaturen in Höhenlagen zwischen 1000m und Kammniveau massiv zu steigen und erreichen stellenweise sogar leicht positive Werte. In Reisach und Kötschach- Mauthen liegen die Werte hingegen noch immer im negativen Bereich und es schneit weiterhin leicht. Am hört der Schneefall auf, über weite Teile des Gailtales herrscht beinahe vertikale Isothermie. Mit dem Ende der Niederschläge setzt sich in den mittleren Lagen deutlich mildere Luft durch, während sich im Tal noch kühlere Luft halten kann. Dieses Ereignis repräsentiert einen typischen Warmfrontdurchgang im Gailtal nach einer Inversionslage. Der Grund für den deutlichen Knick in rund 1200m liegt bei der Auswahl der verwendeten Stationen und wurde bereits in Kapitel hinreichend erklärt. Seehöhe [m] Vertikalprofil vom 21.2 bis zum Temperatur [ C] 4h 7h 15h 17h 19h 24h 6h 12h Abb. 5.23: Vertikalprofile vom 21. auf den

82 Bei der in Kapitel angesprochenen Warmfront im Zeitraum zwischen dem 7. und ergibt sich ein doch deutlich anderes Vertikalprofil. In diesem Fall herrscht um 21 Uhr im Gailtal eine annähernd feuchtadiabatische Schichtung. Zu diesem Zeitpunkt fällt aber nur in den Karnischen Alpen bereits messbarer Niederschlag. Kurz nach Mitternacht breiten sich die Niederschläge nach Norden hin aus und im Gailtal setzt Regen ein. Mit einer Intensivierung der Niederschläge sinkt die Schneefallgrenze in Kötschach- Mauthen noch bis zum Morgen bis ins Tal ab, während es in Reisach und Hermagor bei Regen bleibt. Mit dem Anhalten der Niederschläge kommt es noch im Laufe des Vormittags auch in Reisach zu Schneefall, obwohl es in der Höhe deutlich wärmer wird. Am Nachmittag schneit es dann im Oberen Gailtal intensiv und bis Mitternacht hin bildet sich eine Isothermie vom Talboden bis zum Kammniveau aus. Weiter talauswärts handelt es sich nur kurzfristig um Schneefall. Sehr schön zeigt sich hier im zeitlichen Verlauf, wie sich die 0 C- Isothermie aufbaut und bis zum Ende der Niederschläge kurz nach Mitternacht Bestand hat. Zum nächsten Morgen hin bildet sich in den schneebedeckten Regionen sogar eine Inversion aus. Seehöhe [m] Vertikalprofil vom bis zum Zeit [h] 21h 3h 7h 11h 14h 18h 24h 6h Abb. 5.24: Vertikalprofile vom Uhr bis zum Uhr 82

83 Fallbeispiel einer Warmfront vom Über Mitteleuropa liegt ein abgetropftes Höhentief mit einem kräftigen Bodentief über dem Balkan. An der Rückseite des Höhentiefs wird kalte Luft in den Golf von Genua transportiert, wodurch dort Zyklogenese begünstigt wird. Abb. 5.25: Großwetterlage am UTC in Europa [ Während das Balkantief in den nächsten 24 Stunden nach Nordwesten an den Alpennordrand zieht, intensiviert sich das Tief über dem Golf von Genua zusehends. Mit der Drehung der Höhenströmung auf Süd, gelangen feuchte Luftmassen nach Kärnten und es setzt verbreitet Schneefall ein. Bei Temperaturen von rund -8 C am Dobratsch handelt es sich auch in Unterkärnten um Schneefall. Abb. 5.26: Großwetterlage am UTC [ 83

84 Absinken der Schneefallgrenze im Gailtal durch den Entzug von Schmelzwärme Während es aber in der Nacht im Gailtal bereits kräftig schneit, handelt es sich im Klagenfurter Becken nur um leichten Schneefall. So fallen bis zum Uhr Lokalzeit zwischen 1cm Neuschnee in Klagenfurt und 22cm in Maria Luggau. Im Laufe des Tages breiten sich die intensiven Schneefälle auf ganz Kärnten aus. Der Niederschlagsgradient zwischen dem Gailtal und dem Klagenfurter Becken ist jedoch sehr groß. Innerhalb von 12 Stunden werden in Kötschach- Mauthen und in Dellach im Drautal 54mm gemessen, an der Station Villach, welche im Osten der Stadt liegt sind es hingegen nur 14mm. Besonders im Raum Villach ist der Gradient aber sehr markant, denn im Westen der Stadt werden im selben Zeitraum bereits rund 40mm gemessen. Die Temperatur am Dobratsch steigt im gleichen Zeitabschnitt von -8 C auf -5 C, es bleibt jedoch auch im Klagenfurter Becken bei Schneefall. Abb. 5.27: Linien gleichen Niederschlags in Oberkärnten am [ÖK Bundesamt für Eich- und Vermessungswesen] Auf der Abbildung 5.27 zeichnet sich ein deutliches Maximum entlang des Gailtals ab, welches stellenweise nach Norden hin bis ins Drautal reicht. Nach Osten und Westen hin lässt sich eine deutliche Abnahme erkennen, wobei der Gradient im Raum Villach sowie im Drautal zwischen Lienz und Sillian sehr stark ist. Dies dürfte an den orografischen Gegebenheiten liegen. 84

85 Im Osten von Villach dominiert der Absinkeffekt durch die Karawanken. Nach Westen und Norden hin macht sich besonders bei Ost- Südostwind der Staueffekte an der Gerlitzen und dem Dobratsch bemerkbar. Im Raum Sillian dürften Leeeffekte der Karnischen Alpen sowie der Dolomiten stärkere Niederschläge im Pustertal verhindern. Bis zum lassen die Niederschläge nach, denn das wetterbestimmende Tief füllt sich auf und verliert seinen Einfluss auf die Südalpen. In tiefen Lagen geht der Schneefall in der zweiten Nachthälfte in Schneeregen über, es fallen aber keine nennenswerten Niederschlagsmengen mehr. An den Neuschneesummen am zeigt sich nochmals ganz klar die Niederschlagsverteilung der letzten 24 Stunden. Neuschnee Maria Luggau Kornat Kötschach- Mauthen Reisach Villacher Alpe Villach West Kanzel Villach Ost Klagenfurt 41cm 45cm 50cm 44cm 15cm 18cm 30cm 6cm 9cm Tab. 5.8: Neuschneehöhen am ; Stationen von West nach Ost Die Neuschneeangabe der Villacher Alpe ist jedoch mit Vorsicht zu betrachten, da über die gesamte Niederschlagsperiode Mittelwinde um 10m/s registriert wurden Inversionen Bei einer Inversion handelt es sich um eine Temperaturumkehr. Dies zeigt sich besonders häufig im Winterhalbjahr, wenn es in den Tälern kälter ist als auf den Bergen. Inversionslagen sind sehr stabil, da die kalte Luft in den Tälern schwerer als die darüberliegende Warmluft ist und dieser Gegensatz im Winter meist nur durch Turbulenzen abgebaut werden kann. In Kärnten ist das Klagenfurter Becken bekannt dafür, dass sich bei winterlichen Hochdrucklagen Hochnebelfelder über Tage hinweg halten. Hierbei handelt es sich um nichts anderes als um eine Inversion. Aber eine Inversion muss nicht immer zwingend mit Hochnebel verbunden sein. Die Bildung einer Temperaturumkehr geht in jeder klaren und windstillen Nacht vor sich, wenn der Boden langwellige Strahlung abgibt und somit die untersten Luftschichten abkühlt. 85

86 Bei Niederschlagsereignissen im Winterhalbjahr wird den Inversionen eine eigene Stellung zuteil. Steigt die Feuchttemperatur oberhalb der Inversion deutlich über 0 C -so dass die Schneeflocken schmelzen- besteht in der oft negativ temperierten Inversionsschicht die Gefahr von gefrierendem Regen oder gar Eisregen. Die Inversion kann aber auch zu einem markanten Absinken der Schneefallgrenze führen. Je nach vertikalem Temperaturprofil kann die Schneefallgrenze selbst bei geringen Niederschlagsmengen um mehrere hundert Höhenmeter absinken. Eine Schneefallwahrscheinlichkeit für Inversionslagen wird in dieser Arbeit nicht angegeben, denn die unterschiedliche Ausbildung der Mächtigkeit der Inversionen liefert stark variierende Auswirkungen auf die Schneefallgrenze. Aus diesem Grund soll im Folgenden nur auf ein Fallbeispiel eingegangen werden Fallbeispiel einer Inversionslage mit Schneefall vom Um den sorgt ein Trogvorstoß aus Nordosten für winterliche Temperaturen in Kärnten. In 850hPa sinken die Temperaturen gegen -10 C und in weiterer Folge tropft das Tief über dem Mittelmeer ab. Abb. 5.28: Großwetterlage in Europa am [ 86

87 Im Alpenraum stellt sich eine süd- südöstliche Höhenströmung ein, mit welcher feuchte Luft an die Alpensüdseite gelangt. Entlang der Karnischen Alpen kommt es daraufhin zu leichten Stauniederschlägen. Während es zu Beginn des Schneefalls -am in der Früh- am Dobratsch noch -6 C hat, steigt die Temperatur innerhalb der kommenden 24 Stunden auf -2 C an. Im Tal hingegen pendelt die Temperatur während der Niederschläge zwischen -4 C und -2 C und steigt erst zum Niederschlagsende hin auf über 0 C an, so dass der Schneefall in Nieseln übergeht. Abb. 5.29: Großwetterlage in Europa am [ Trotz der geringen Niederschlagsmenge von nur rund 10mm innerhalb von 24 Stunden handelt es sich im Gailtal dank der mächtigen Inversion fast ausschließlich um Schneefall. Seehöhe [m] Vertikalprofil vom bis zum Zeit [h] 8h 12h 18h 24h 6h 12h 15h 17h Abb. 5.30: Vertikalprofile vom bis zum

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