pdf-Dokument der 7. Ãœbung
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<strong>7.</strong> Übung: Analyse von Wetterlagen I<br />
Nächste Übung:<br />
• Donnerstag, 05.12.2013, 14:00 MEZ<br />
Listen<br />
• Anwesenheitsliste
• Rossby-Wellen<br />
Die großräumigen, atmosphärischen Wellen auf <strong>der</strong> synoptischen bzw.<br />
planetarischen Skala werden als sog. Rossby-Wellen bezeichnet. Mit<br />
ihren Trögen und Rücken bestimmen sie die Großwetterlage und haben<br />
damit auf die Wetterentwicklung einen entscheidenden Einfluss. In einer<br />
barotropen, divergenzfreien Atmosphäre lässt sich aus dem Erhalt <strong>der</strong><br />
absoluten Vorticity die Phasengeschwindigkeit <strong>der</strong> Rossby-Wellen<br />
herleiten (Pichler, 1986):<br />
c: Phasengeschwindigkeit<br />
u: zonaler Grundstrom<br />
β: ∂f/∂y<br />
λ: Wellenlänge<br />
stationäre Welle (c=0):<br />
45°N, u=20 m s -1 => λ s =6950 km
• Rossby-Wellen<br />
Rossby-Wellen bewegen sich ohne Grundstrom immer von Ost nach<br />
West. Da die meisten Rossby-Wellen kürzer als die sog. kritische<br />
Wellenlänge (λ s ) sind, transportiert <strong>der</strong> Grundstrom die Wellen von<br />
West nach Ost. Zusätzlich lässt sich beobachten, dass lange Wellen die<br />
Bewegung von kurzen Wellen steuern. Häufig „reiten“ die kurzen<br />
synoptisch-skaligen Wellen auf den langwelligen, planetaren Wellen.<br />
Kurze Rossby-Wellen bewegen sich schneller gen Osten als<br />
lange Wellen, oberhalb <strong>der</strong> kritischen Wellenlänge (λ s )<br />
werden sie retrograd (rückläufig).<br />
Kurzwellentrog<br />
Langwellentrog
• Warum bewegen sich Rossby-Wellen ohne westlichen<br />
Grundstrom von Ost nach West?<br />
f=2Ωsinϕ <br />
f groß<br />
grad f<br />
Vorticityadvektion<br />
-v grad f<br />
f klein<br />
Auf <strong>der</strong> Trogrückseite (Trogvor<strong>der</strong>seite) wird positive (negative)<br />
planetare Vorticity advehiert, wodurch sich <strong>der</strong> Trog (ein Rücken) auf<br />
seiner Rückseite (Vor<strong>der</strong>seite) aufbaut.
• Wetterkarten: Geopotenzial<br />
Karten des Geopotenzials erlauben die Ableitung des Witterungscharakters<br />
an einem bestimmten Ort. Mit Hilfe des Geopotenzials lassen<br />
sich lange und kurze atmosphärische Wellen erkennen und <strong>der</strong>en<br />
Verlagerung abschätzen. Mit dem Geopotenzial lassen sich Kaltlufttropfen<br />
bzw. Cut-Offs identifizieren, die das Wetter maßgeblich<br />
bestimmen. Das Geopotenzial gibt einen Aufschluss über die Dynamik <strong>der</strong><br />
sich darunter befindenden Luftmasse.<br />
Häufig sind folgende Beobachtungen gültig:<br />
Ø Trogvor<strong>der</strong>seite: zunächst WLA; im weiteren Verlauf: Hebungsprozesse,<br />
Nie<strong>der</strong>schläge, Abkühlung<br />
Ø Trogachse: Labilisierung durch Höhenkaltluft => Schauer und Gewitter<br />
Ø Rücken: Absinken; stabile Wetterlage; sonnig, im Winter oft Hochnebel<br />
Ø Vor<strong>der</strong>seite Kaltlufttropfen/Cut-Off: Hebung, Nie<strong>der</strong>schläge
• Wetterkarten: Geopotenzial (Bsp.: 28.04.2006 12 UTC)<br />
kurze Rossy-Welle<br />
T<br />
-33°C<br />
sich abschnürende Kaltluft
• Wetterkarten: Geopotenzial (Bsp.: 29.04.2006 00 UTC)<br />
kurze Rossy-Welle<br />
T<br />
-35°C<br />
abgeschnürte Kaltluft
• Wetterkarten: Geopotenzial (Bsp: Loop 25.04.-03.05.2006)
• Wetterkarten: Bodenkarte<br />
Die Bodenkarte enthält den auf das Meeresniveau reduzierten Druck,<br />
zeigt analysierte Fronten als auch Konvergenz- o<strong>der</strong> Instabilitätslinien.<br />
Mittels <strong>der</strong> Bodenkarte lässt sich die Großwetterlage analysieren und es<br />
können Rückschlüsse auf den allgemeinen Witterungscharakter getroffen<br />
werden.<br />
Meist ist Folgendes zu beobachten:<br />
Ø Tiefkern: Nie<strong>der</strong>schläge; starke Winde<br />
Ø Okklusion: Hebung; starke Nie<strong>der</strong>schläge<br />
Ø Warmfront: Hebungsprozesse, lang anhaltende Nie<strong>der</strong>schläge<br />
Ø Kaltfront: kurzzeitig starke Nie<strong>der</strong>schläge; Rückseite: Schauer &<br />
Gewitter<br />
Ø Konvergenzlinie: Schauer & Gewitter<br />
Ø Hoch: Absinken; Inversion; stabiles Wetter; sonnig bzw. Hochnebel<br />
Ø Zwischenhoch/Hochkeil: Wetterberuhigung
• Wetterkarten: Bodenkarte (Bsp.: 30.04.2006 00 UTC)<br />
H<br />
T<br />
T<br />
H<br />
H<br />
T<br />
T<br />
T
• Wetterkarten: 850 hPa-Temperatur (Bsp.: 30.04.2006 00 UTC)<br />
Isohypsen<br />
-5°C<br />
Isothermen<br />
0°C<br />
Ermöglicht die Abschätzung <strong>der</strong>:<br />
• Bodentemperatur<br />
• Art <strong>der</strong> Nie<strong>der</strong>schläge<br />
• Temperaturadvektion
• Höhenströmung & Bodentiefs<br />
(x,y,z)-System: Im Bereich des Eingangsbereichs bzw. Deltas eines<br />
reibungsfreien Höhenwindfeldes ergeben sich aufgrund <strong>der</strong> Trägheit <strong>der</strong><br />
Luftpakete Massentransporte senkrecht zu den Isobaren.<br />
Ø Bereiche mit Konvergenz und Divergenz<br />
Quelle: Lauer und Bendix (2003), Abb. 9.9
• Höhenströmung & Bodentiefs<br />
Im Bereich des Eingangsbereichs bzw. Deltas eines reibungsfreien<br />
Höhenwindfeldes ergeben sich im (x,y,z)-System Massentransporte<br />
senkrecht zu den Isobaren. Vor dem Jet-Eingangsbereich sind<br />
Coriolis- und Gradientkraft noch ausbalanciert. Im Einzugsgebiet des Jets<br />
nimmt <strong>der</strong> Druckgradient und damit die Gradientkraft kontinuierlich zu.<br />
Aus Trägheitsgründen bleibt die Windgeschwindigkeit zunächst noch<br />
konstant, so dass die Corioliskraft unverän<strong>der</strong>t bleibt. Daraus überwiegt die<br />
Druckgradientkraft und <strong>der</strong> Wind erfährt eine Ablenkung in Richtung des<br />
tiefen Luftdrucks. Im Eingangsbereich des Strahlstroms entsteht somit ein<br />
Gebiet in dem Divergenz (Konvergenz) rechts (links) <strong>der</strong> Jetachse<br />
vorherrschen.<br />
Im Zentrum des Strahlstrom passt sich schließlich die Corioliskraft <strong>der</strong><br />
Druckgradientkraft vollständig an und es herrscht wie<strong>der</strong> das<br />
geostrophische Gleichgewicht. Im Delta eines Strahlstroms führt die<br />
Trägheit <strong>der</strong> Luftpakete dazu, dass die Windgeschwindigkeit und damit<br />
auch die Corioliskarft zunächst auf hohem Niveau verharrt. Durch die<br />
Abnahme des Druckgradienten ergibt sich somit eine Ablenkung <strong>der</strong><br />
Luftpakete in Richtung des hohen Luftdrucks. Bereiche mit Divergenz<br />
(Konvergenz) befinden sich somit links (rechts) <strong>der</strong> Jetachse.
• Einfluss <strong>der</strong> Höhenströmung auf die Tiefentwicklung<br />
Sekundär-Jet<br />
Superposition: Die Divergenzen im Delta des Jets und im<br />
Eingangsbereich des Sekundär-Jets verstärken sich gegenseitig.<br />
Windgeschwindigkeit [kn]<br />
Das Höhenwindfeld hat damit unmittelbar einen Einfluss auf die Vergenzen<br />
<strong>der</strong> Höhenströmung, welche wie<strong>der</strong>um die Stärke <strong>der</strong> Vertikalbewegung<br />
und die daran gekoppelte Entwicklung im Bodendruckfeld steuern. Die aufund<br />
abwärts gerichteten Bewegungen sind deshalb räumlich und zeitlich<br />
untrennbar mit <strong>der</strong> Entstehung, Entwicklung und Verlagerung von Hochund<br />
Tiefdruckgebieten verbunden.
• Explosive Zyklogenese<br />
Definition:<br />
• Explosive Zyklogenese (Engl.: „rapid cyclogenesis“)<br />
Innerhalb von 24 Stunden muss <strong>der</strong> Kerndruck einer Zyklone um 24 hPa<br />
fallen. D. h. genau, <strong>der</strong> Kerndruck fällt über einen Zeitraum von 24 Stunden<br />
im Mittel um 1 hPa pro Stunde (San<strong>der</strong>s und Gyakum, 1980).<br />
Eine Zyklone, welche sich explosiv entwickelt wird auch als Zyklonenbombe<br />
bezeichnet.<br />
Literatur:<br />
San<strong>der</strong>s, F. und J. R. Gyakum, 1980: Synoptic-dynamic climatology of<br />
the ‘bomb‘. Monthly Weather Review, 108, 1589-1606.<br />
• Literatur zu explosiver Zyklogenese:<br />
Uccellini, L.W., 1990: Processes contributing to the rapid development of extratropical<br />
cyclones. In: Newton, C.W. und E.O. Holopainen: Extratropical cyclones, the Eric Palmén<br />
memorial volume. American Meteorological Society, Boston, 81-105. (L AMS/NEW)
• Entwicklung von extratropischen Zyklonen<br />
• Temperaturgegensätze/Baroklinität<br />
Ø obertroposphärischer Strahlstrom, ggf. Sekundär-Jet<br />
Ø Divergenzen rechts des Jet-Eingangs- und links des Jet-Deltas<br />
• Obertroposphärische Vorticity-Advektion ⇒ Hebung (ω-Gleichung)<br />
• Geringe statische Stabilität <strong>der</strong> Atmosphäre<br />
• Hohe sensible und latente Energie des Warmsektors (kann z. B.<br />
durch hohe SST-Werte verursacht werden)<br />
Ø Freiwerden latenter Wärme ⇒ starkes Aufsteigen<br />
Ø Druckfall (falls Divergenz in oberer die Konvergenz in <strong>der</strong><br />
unteren Troposphäre überwiegt)<br />
• „Dry intrusion“ (Absinken von trockenen Luftmassen aus <strong>der</strong><br />
Stratosphäre)<br />
Ø potenzielle Labilität<br />
Ø Konvektion<br />
Ø Typisch für Entwicklung von Stürmen über Europa<br />
SST: „sea surface temperature“
• Anfor<strong>der</strong>ungen<br />
Thermodynamische Diagrammpapiere<br />
1) Berücksichtigung von thermodynamischen Arbeitsleistungen<br />
Ø gleiche Flächen müssen gleiche Energien repräsentieren<br />
2) Grundlegende Linien sollten Geraden darstellen (z. B.<br />
Isothermen, Isobaren, Trockenadiabaten,...)<br />
3) Für die Analyse <strong>der</strong> Schichtungsstabilität ist ein großer Winkel<br />
zwischen Trockenadiabaten und Isothermen von Vorteil.<br />
absolut stabil<br />
T<br />
bedingt labil<br />
θ e<br />
labil<br />
θ
• Stüvediagramm<br />
• Vorteile:<br />
- Ordinate p κ ist auch für hochreichende Aufstiege handlich<br />
(stärkere Stauchung stratosphärischer Niveaus als bei ln(p))<br />
- p κ entspricht im Maßstab in etwa <strong>der</strong> metrischen Höhe (z)<br />
- Isothermen, Isobaren und Trockenadiabaten sind geradlinig<br />
• Nachteile:<br />
- Thermodynamische Arbeitsleistungen (Carnot-Prozesse) können<br />
nicht quantitativ aus einer geschlossenen Fläche im Diagrammpapier<br />
bestimmt werden<br />
- ein Flächenausgleich A1=A2 entspricht keinem Energieausgleich<br />
• Anfor<strong>der</strong>ungen:<br />
1) Nicht erfüllt, 2) 4 Linien (fast) gerade, 3) etwa 45°-Winkel
• -p,α-Diagramm<br />
ΔV<br />
- p<br />
θ<br />
A<br />
F = p A<br />
T 1<br />
T 2<br />
ΔS<br />
W = - F ΔS = - p A ΔS = - p ΔV<br />
differenziell (δW, da W keine Zustandsgröße):<br />
δW = - p dV<br />
(-p,α)-Diagramm<br />
Nachteil:<br />
geringer Winkel zwischen<br />
Trockenadiabaten und<br />
Isothermen<br />
α<br />
In <strong>der</strong> Meteorologie wird die Arbeit<br />
auf die Einheitsmasse bezogen.<br />
Statt dem Volumen wird deshalb<br />
das spezifische Volumen (α=1/ρ)<br />
verwendet:<br />
δW = - p dα
• Anfor<strong>der</strong>ungen<br />
1) Berücksichtigung von thermodynamischen Arbeitsleistungen<br />
Ø Die im (A,B)-Diagramm von Wegen eingeschlossenen Flächen müssen<br />
die gleiche Energien repräsentieren wie im (–p,α)-Diagramm.<br />
δW = - p dα<br />
W =<br />
-p<br />
Fläche(-p,α) ~ Fläche(A,B)<br />
A<br />
Ein (A,B)-Diagramm ist ein<br />
thermodynamisches Diagramm,<br />
genau dann wenn:<br />
~<br />
α<br />
B<br />
D. h. das (A,B)-Diagramm ist eine<br />
energietreue Transformation<br />
des (-p,α)-Diagramms.
• schräges T-log p-Diagramm<br />
p<br />
A = - R ln p<br />
- „skew T-log p diagram“ (Herlofson)<br />
θ<br />
B = T + C ln p (C=const.)<br />
T<br />
θ e<br />
m<br />
Anfor<strong>der</strong>ungen:<br />
1) Erfüllt (ohne Beweis)<br />
2) 3 Linien gerade<br />
3) ~90°-Winkel<br />
Nachteile:<br />
- Streckung<br />
stratosphärischer<br />
Druckniveaus<br />
- schräge T-Achse<br />
Quelle: nach Fig. 5.2 in Hess
• Orkantief „Kyrill“ über Europa (18.-19.01.2007)<br />
Ø Analyse <strong>der</strong> Wetterlage von Kyrill<br />
Ø Analyse von Höhen- und Bodenkarten<br />
Ø zeitlicher Verlauf <strong>der</strong> Wetterlage<br />
Ø beson<strong>der</strong>e Wettererscheinungen während Kyrill<br />
Übungsaufgaben:<br />
• zu bearbeiten bis Donnerstag, den 05.12.2013<br />
Ø Analyse einer Wetterlage (23.-29.11.2006)<br />
Ø Analyse von Radiosondenaufstiegen<br />
Ø Quiz: Radiosonden-Zuordnung