Unter allen verschiedenen Höhenniveaus hat sich aufgrund der früheren nur bis in 500 hPa reichenden Radiosonden diese Schicht auch zum Standard-Niveau der Gewitter-Indizes entwickelt. Dies hat zur Folge, dass eigentlich alle Vorhersageparameter meist auch nur bis in diese Schichtung reichen. Zudem haben die heute verwendeten Indizes  fast alle das Problem, dass sie nur versuchen, die vorhandene Labilität zu messen und zwar indem sie Temperatur- und Feuchtewerte aus nur drei oder vier Schichten berücksichtigen. Die Folge ist, dass viele Ergebnisse oft nur unzureichend Auskunft über die Gewitterlage geben und meist stark verallgemeinert sind ("keine Gewitter", "starke Gewitter", "verbreitet Gewitter",...) - trotzdem sind sie aus der Gewittervorhersage kaum wegzudenken, da sie immer noch einen recht umfangreichen Überblick über die Gewitterlage hergeben. Aus der großen Anzahl verschiedener Indizes habe ich die folgenden Werte aus dem "Guide to Thunderstorm Stability Indices" zur näheren Erläuterung herausgesucht:

Dieser Index eignet sich für die Vorhersage von Luftmassengewittern, also Einzelzellen oder orographischen Gewittern. Da die 700 hPa-Werte berücksichtigt werden (trockene Luft ist hier besonders interessant in der Vorhersage), ist die Aussagekräftigkeit recht groß.

A = Lapse Rate, B = Feuchtigkeit der unteren Schichten, C = vertikale Ausdehnung der feuchten Schicht

LI = (500mb T - T*)

T* = Temperatur als Wert eines Luftpakets, welche vom Taupunkt der untersten 1000 m und der maximalen Vorhersagebodentemperatur charakterisiert wird, falls sie bis zum Kondensationspunkt trockenadiabatisch und nachfolgend feuchtadiabatisch bis zur 500 hPa-Schicht gehoben wird. Je niedriger der Wert desto höher ist die Gewitterwahrscheinlichkeit (siehe nachfolgender Parameter).

SI = (500mb T - T**)

T** = Temperatur als Wert eines Luftpakets, welche von der 850 hPa-Temperatur und dem 850 hPa-Taupunkt bestimmt wird, falls sie trockenadiabatisch bis zum LCL (Low Cloud Level = Wolkenbasis) und anschließend bis zur 500 hPa-Schicht feuchtadiabatisch gehoben wird. Es besteht eine große Abhängigkeit vom Feuchteangebot im 850 hPa-Niveau. Instabilität, die von höhekühler Luft verursacht wird, lässt diesen Wert unzuverlässig erscheinen.

                                              Werte                                                          Aussage

I = 12D + 20 (*T - 49) + 2F8 + F5 + 125 (S + 0,2)

D = 850 hPa Taupunkt in Celsius (falls D negativ ist, muss der Wert null gesetzt werden)

F8 = 850 hPa Windgeschwindigkeit in Knoten

F5 = 500 hPa Windgeschwindigkeit in Knoten

S = Sin (500 hPa - 850 hPa Windrichtung)

*T = Total Totals in Celsius (*T = 850 mb T + 850 mb TP, minus 2 (500 mb T)

Falls *T weniger als 49 beträgt, ist der Term 20 (*T - 49) gleich null zu setzen

125 (S + 0,2) ist gleich null zu setzen, falls eine der folgenden Bedingungen NICHT erreicht wird: zwischen 130 und 350 liegende 850 hPa Windrichtung; zwischen 210 und 310 liegende 500 hPa Windrichtung; falls 500 hPa minus 850 hPa Windrichtung positive Werte annimmt; falls sowohl 850 hPa als auch 500 hPa Windgeschwindigkeiten höchstens 15 Knoten erreichen. Es gilt zu beachten, dass keine Werte negativ sein dürfen!

Beachte: dieser Wert sollte nicht für die generelle Möglichkeit, dass Gewitter auftreten könnten, verwendet werden.

TI = KI - LI

KI = K-Index, LI = Lifted Index (siehe 1. und 2.)

VT = (850mb T - 500mb T)

Dieser Wert ist westlich der Rocky Mountains, entlang der Pazifik Küste, über größeren Meeresflächen und über den Gebirgen entlang des Pazifiks ein oft herangezogener Parameter. Somit ist dieser Wert auch für europäische Küstenregionen interessant.

TT = VT + CT

Im Vergleich zu den beiden erstgenannten Parametern dieser Reihe (VT, CT) ist dieser Wert aussagekräftiger, da er beide Werte miteinander verbindet. Die vorhandene Feuchte im 850 hPa-Niveau spielt eine recht große Rolle - falls die Instabilität durch höhenkalte Luft vs Feuchtigkeit in den unteren Luftschichten verursacht wird, zählt dieser Parameter zu den zuverlässigen Gewittervorhersagewerten. Die Werte werden in der folgenden Tabelle dargestellt:

Temperatur, die am Erdboden erreicht werden muss, damit Konvektion ausgelöst werden kann. Wie wird dieser Wert herausgefunden ?

a.) Herausfinden des CCL´s (Basis der konvektiven Wolken) anhand eines Soundings oder über andere Werte

b.) von der Basis bis zum Erdboden trockenadiabatische Werte annehmen

c.) Auslösetemperatur am Erdboden ablesen

Das CAPE+ repräsentiert den vertikalen integrierten positiven Auftrieb eines adiabatisch aufsteigenden Luftpakets. Dieser Wert ist zur Menge der kinetischen Energie, die ein Luftpaket erhält, während es wärmer als seine Umgebung ist, proportional. Der Auftrieb wird durch diese Instabilität gefördert.

Das CAPE- zeigt den kumulativen Effekt der atmosphärischen Schichten an, die wärmer sind, als ein Luftpaket, das vertikal entlang einer Adiabaten aufsteigt. Diese stabilen Schichten behindern häufig das Aufsteigen von Luftpaketen aus den bodennahen Luftschichten.

Dieser Wert drückt die maximale Geschwindigkeit des potentiellen konvektiven Aufwindes aus.

Hiermit wird die Höhe eines Luftpakets angezeigt, bei dem ihr negativer Auftrieb die überschüssige CAPE+-Energie aufhebt. Dieser Wert ist daher von Bedeutung, da anhand dieser Messung die potentielle maximale Höhe konvektiver Wolken herausgefunden werden kann. MPL ist allerdings nur dann möglich, wenn CAPE+ > CAPE-.

Für die Gewittervorhersage ist dieser Wert daher von Bedeutung, da er das Verhältnis zwischen CAPE und der Differenz der Windscherungsvektoren verwendet. Der Vergleich mit anderen Parametern der Gewittervorhersage ist hier sehr wichtig um eine Entscheidung in der Vorhersage treffen zu können.

Anhand dieses Wertes kann man herausfinden, wie stark stabile Schichten in der Höhe den Auftrieb von Luftpaketes in bodennahen Schichten verhindern können. So kann es vorkommen, dass trotz anschlagender Gewitterparameter keine Konvektion stattfindet. Berechnet wird dieser Parameter, indem die maximale Temperaturdifferenz innerhalb der umgebenden und gehobenen Luftpakete zwischen dem LFC und dem Niveau des gehobenen Luftpakets herausgefunden wird. Empirische Studien belegen, dass ein CAP von mehr als zwei Grad Celsius häufig Konvektion aus der Grundschicht verhindert, falls andere Indikatoren heftiger Gewitter nicht mit hoher Gewitterwahrscheinlichkeit vertreten sind. Falls ein Gewitter das CAP durchbricht, wird es häufig recht heftig aufgrund der zusätzlich benötigten Energie, die hinzugezogen werden musste um diese Schicht zu durchbrechen.

Die potentielle Intensität eines Tornados soll mit diesem Index herausgefunden werden. Dabei wird Bezug auf die Formation stark rotierender Aufwindgebiete genommen.

Ich selbst halte nicht viel von der Einteilung in starke oder extreme Tornados - es reicht schon, die Intensität in F2 oder F5 unterteilen zu können und gewiss ist ein F5 gefährlicher als ein F2. Doch schon aufgrund der aktuellen Diskussion und des derzeit in den Medien häufig verwendeten absurden Begriffs "Mini-Tornado" in Deutschland, möchte ich darauf hinweisen, dass jeder Tornado, sei es ein F0 oder F5, extrem gefährlich ist und Menschenleben kosten kann!

Hiermit soll das Potential eines Microbursts dargestellt werden - somit handelt es sich hier um eine Messung der Abwind-Instabilität. Der berechnete Wert wird in Knoten angegeben und repräsentiert die maximale erwartete Microburst-Windgeschwindigkeit am Erdboden.

Um zu berechnen, mit welcher Intensität ein Gewitteraufwindbereich rotieren kann, wird dieser Index herangezogen. Die Werte werden für zwei unterschiedliche Schichten ausgedrückt, doch die Schwellenwerte beziehen sich auf beide. Auch hier muss darauf hingewiesen werden, dass der Index mit anderen Parametern der Gewittervorhersage verglichen werden muss.

Zur Berechnung dieses Index wird üblicherweise ein Hodogramm benutzt. Anhand der Vektorenrechnung kann dieser Index ermittelt werden und somit Auskunft über die Helizität der in das Gewitter einströmenden Luft geben. Für die Vorhersage von Superzellen ist dieser Parameter eigentlich unerlässlich. In diesem Zusammenhang gibt es verschiedene Vermutungen, weshalb es am Schweizer Jura zu erheblich mehr Tornadobeobachtungen kommen konnte, als dies beispielsweise in augenscheinlich eher begünstigten flachen Regionen wie dem Schweizer Mittelland der Fall ist. Vermutlich werden durch das Umströmen der in SW-NO Richtung liegenden Bergrücken bei gewittrigen SW-Lagen deutlich höhere SREH-Werte erzeugt, als dies in der Umgebung der Fall ist und somit wird die Rotation der Gewitterzellen an diesen Punkten verstärkt, was sich wiederum in häufigeren Tornadobeobachtungen widerspiegelt.

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III. - Entstehung und Gefahren von Gewittern