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7. Übung: Analyse von Wetterlagen I
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• Donnerstag, 05.12.2013, 14:00 MEZ
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• Anwesenheitsliste

• Rossby-Wellen
Die großräumigen, atmosphärischen Wellen auf der synoptischen bzw.
planetarischen Skala werden als sog. Rossby-Wellen bezeichnet. Mit
ihren Trögen und Rücken bestimmen sie die Großwetterlage und haben
damit auf die Wetterentwicklung einen entscheidenden Einfluss. In einer
barotropen, divergenzfreien Atmosphäre lässt sich aus dem Erhalt der
absoluten Vorticity die Phasengeschwindigkeit der Rossby-Wellen
herleiten (Pichler, 1986):
c: Phasengeschwindigkeit
u: zonaler Grundstrom
β: ∂f/∂y
λ: Wellenlänge
stationäre Welle (c=0):
45°N, u=20 m s -1 => λ s =6950 km

• Rossby-Wellen
Rossby-Wellen bewegen sich ohne Grundstrom immer von Ost nach
West. Da die meisten Rossby-Wellen kürzer als die sog. kritische
Wellenlänge (λ s ) sind, transportiert der Grundstrom die Wellen von
West nach Ost. Zusätzlich lässt sich beobachten, dass lange Wellen die
Bewegung von kurzen Wellen steuern. Häufig „reiten“ die kurzen
synoptisch-skaligen Wellen auf den langwelligen, planetaren Wellen.
Kurze Rossby-Wellen bewegen sich schneller gen Osten als
lange Wellen, oberhalb der kritischen Wellenlänge (λ s )
werden sie retrograd (rückläufig).
Kurzwellentrog
Langwellentrog

• Warum bewegen sich Rossby-Wellen ohne westlichen
Grundstrom von Ost nach West?
f=2Ωsinϕ
f groß
grad f
Vorticityadvektion
-v grad f
f klein
Auf der Trogrückseite (Trogvorderseite) wird positive (negative)
planetare Vorticity advehiert, wodurch sich der Trog (ein Rücken) auf
seiner Rückseite (Vorderseite) aufbaut.

• Wetterkarten: Geopotenzial
Karten des Geopotenzials erlauben die Ableitung des Witterungscharakters
an einem bestimmten Ort. Mit Hilfe des Geopotenzials lassen
sich lange und kurze atmosphärische Wellen erkennen und deren
Verlagerung abschätzen. Mit dem Geopotenzial lassen sich Kaltlufttropfen
bzw. Cut-Offs identifizieren, die das Wetter maßgeblich
bestimmen. Das Geopotenzial gibt einen Aufschluss über die Dynamik der
sich darunter befindenden Luftmasse.
Häufig sind folgende Beobachtungen gültig:
Ø Trogvorderseite: zunächst WLA; im weiteren Verlauf: Hebungsprozesse,
Niederschläge, Abkühlung
Ø Trogachse: Labilisierung durch Höhenkaltluft => Schauer und Gewitter
Ø Rücken: Absinken; stabile Wetterlage; sonnig, im Winter oft Hochnebel
Ø Vorderseite Kaltlufttropfen/Cut-Off: Hebung, Niederschläge

• Wetterkarten: Geopotenzial (Bsp.: 28.04.2006 12 UTC)
kurze Rossy-Welle
T
-33°C
sich abschnürende Kaltluft

• Wetterkarten: Geopotenzial (Bsp.: 29.04.2006 00 UTC)
kurze Rossy-Welle
T
-35°C
abgeschnürte Kaltluft

• Wetterkarten: Geopotenzial (Bsp: Loop 25.04.-03.05.2006)

• Wetterkarten: Bodenkarte
Die Bodenkarte enthält den auf das Meeresniveau reduzierten Druck,
zeigt analysierte Fronten als auch Konvergenz- oder Instabilitätslinien.
Mittels der Bodenkarte lässt sich die Großwetterlage analysieren und es
können Rückschlüsse auf den allgemeinen Witterungscharakter getroffen
werden.
Meist ist Folgendes zu beobachten:
Ø Tiefkern: Niederschläge; starke Winde
Ø Okklusion: Hebung; starke Niederschläge
Ø Warmfront: Hebungsprozesse, lang anhaltende Niederschläge
Ø Kaltfront: kurzzeitig starke Niederschläge; Rückseite: Schauer &
Gewitter
Ø Konvergenzlinie: Schauer & Gewitter
Ø Hoch: Absinken; Inversion; stabiles Wetter; sonnig bzw. Hochnebel
Ø Zwischenhoch/Hochkeil: Wetterberuhigung

• Wetterkarten: Bodenkarte (Bsp.: 30.04.2006 00 UTC)
H
T
T
H
H
T
T
T

• Wetterkarten: 850 hPa-Temperatur (Bsp.: 30.04.2006 00 UTC)
Isohypsen
-5°C
Isothermen
0°C
Ermöglicht die Abschätzung der:
• Bodentemperatur
• Art der Niederschläge
• Temperaturadvektion

• Höhenströmung & Bodentiefs
(x,y,z)-System: Im Bereich des Eingangsbereichs bzw. Deltas eines
reibungsfreien Höhenwindfeldes ergeben sich aufgrund der Trägheit der
Luftpakete Massentransporte senkrecht zu den Isobaren.
Ø Bereiche mit Konvergenz und Divergenz
Quelle: Lauer und Bendix (2003), Abb. 9.9

• Höhenströmung & Bodentiefs
Im Bereich des Eingangsbereichs bzw. Deltas eines reibungsfreien
Höhenwindfeldes ergeben sich im (x,y,z)-System Massentransporte
senkrecht zu den Isobaren. Vor dem Jet-Eingangsbereich sind
Coriolis- und Gradientkraft noch ausbalanciert. Im Einzugsgebiet des Jets
nimmt der Druckgradient und damit die Gradientkraft kontinuierlich zu.
Aus Trägheitsgründen bleibt die Windgeschwindigkeit zunächst noch
konstant, so dass die Corioliskraft unverändert bleibt. Daraus überwiegt die
Druckgradientkraft und der Wind erfährt eine Ablenkung in Richtung des
tiefen Luftdrucks. Im Eingangsbereich des Strahlstroms entsteht somit ein
Gebiet in dem Divergenz (Konvergenz) rechts (links) der Jetachse
vorherrschen.
Im Zentrum des Strahlstrom passt sich schließlich die Corioliskraft der
Druckgradientkraft vollständig an und es herrscht wieder das
geostrophische Gleichgewicht. Im Delta eines Strahlstroms führt die
Trägheit der Luftpakete dazu, dass die Windgeschwindigkeit und damit
auch die Corioliskarft zunächst auf hohem Niveau verharrt. Durch die
Abnahme des Druckgradienten ergibt sich somit eine Ablenkung der
Luftpakete in Richtung des hohen Luftdrucks. Bereiche mit Divergenz
(Konvergenz) befinden sich somit links (rechts) der Jetachse.

• Einfluss der Höhenströmung auf die Tiefentwicklung
Sekundär-Jet
Superposition: Die Divergenzen im Delta des Jets und im
Eingangsbereich des Sekundär-Jets verstärken sich gegenseitig.
Windgeschwindigkeit [kn]
Das Höhenwindfeld hat damit unmittelbar einen Einfluss auf die Vergenzen
der Höhenströmung, welche wiederum die Stärke der Vertikalbewegung
und die daran gekoppelte Entwicklung im Bodendruckfeld steuern. Die aufund
abwärts gerichteten Bewegungen sind deshalb räumlich und zeitlich
untrennbar mit der Entstehung, Entwicklung und Verlagerung von Hochund
Tiefdruckgebieten verbunden.

• Explosive Zyklogenese
Definition:
• Explosive Zyklogenese (Engl.: „rapid cyclogenesis“)
Innerhalb von 24 Stunden muss der Kerndruck einer Zyklone um 24 hPa
fallen. D. h. genau, der Kerndruck fällt über einen Zeitraum von 24 Stunden
im Mittel um 1 hPa pro Stunde (Sanders und Gyakum, 1980).
Eine Zyklone, welche sich explosiv entwickelt wird auch als Zyklonenbombe
bezeichnet.
Literatur:
Sanders, F. und J. R. Gyakum, 1980: Synoptic-dynamic climatology of
the ‘bomb‘. Monthly Weather Review, 108, 1589-1606.
• Literatur zu explosiver Zyklogenese:
Uccellini, L.W., 1990: Processes contributing to the rapid development of extratropical
cyclones. In: Newton, C.W. und E.O. Holopainen: Extratropical cyclones, the Eric Palmén
memorial volume. American Meteorological Society, Boston, 81-105. (L AMS/NEW)

• Entwicklung von extratropischen Zyklonen
• Temperaturgegensätze/Baroklinität
Ø obertroposphärischer Strahlstrom, ggf. Sekundär-Jet
Ø Divergenzen rechts des Jet-Eingangs- und links des Jet-Deltas
• Obertroposphärische Vorticity-Advektion ⇒ Hebung (ω-Gleichung)
• Geringe statische Stabilität der Atmosphäre
• Hohe sensible und latente Energie des Warmsektors (kann z. B.
durch hohe SST-Werte verursacht werden)
Ø Freiwerden latenter Wärme ⇒ starkes Aufsteigen
Ø Druckfall (falls Divergenz in oberer die Konvergenz in der
unteren Troposphäre überwiegt)
• „Dry intrusion“ (Absinken von trockenen Luftmassen aus der
Stratosphäre)
Ø potenzielle Labilität
Ø Konvektion
Ø Typisch für Entwicklung von Stürmen über Europa
SST: „sea surface temperature“

• Anforderungen
Thermodynamische Diagrammpapiere
1) Berücksichtigung von thermodynamischen Arbeitsleistungen
Ø gleiche Flächen müssen gleiche Energien repräsentieren
2) Grundlegende Linien sollten Geraden darstellen (z. B.
Isothermen, Isobaren, Trockenadiabaten,...)
3) Für die Analyse der Schichtungsstabilität ist ein großer Winkel
zwischen Trockenadiabaten und Isothermen von Vorteil.
absolut stabil
T
bedingt labil
θ e
labil
θ

• Stüvediagramm
• Vorteile:
- Ordinate p κ ist auch für hochreichende Aufstiege handlich
(stärkere Stauchung stratosphärischer Niveaus als bei ln(p))
- p κ entspricht im Maßstab in etwa der metrischen Höhe (z)
- Isothermen, Isobaren und Trockenadiabaten sind geradlinig
• Nachteile:
- Thermodynamische Arbeitsleistungen (Carnot-Prozesse) können
nicht quantitativ aus einer geschlossenen Fläche im Diagrammpapier
bestimmt werden
- ein Flächenausgleich A1=A2 entspricht keinem Energieausgleich
• Anforderungen:
1) Nicht erfüllt, 2) 4 Linien (fast) gerade, 3) etwa 45°-Winkel

• -p,α-Diagramm
ΔV
- p
θ
A
F = p A
T 1
T 2
ΔS
W = - F ΔS = - p A ΔS = - p ΔV
differenziell (δW, da W keine Zustandsgröße):
δW = - p dV
(-p,α)-Diagramm
Nachteil:
geringer Winkel zwischen
Trockenadiabaten und
Isothermen
α
In der Meteorologie wird die Arbeit
auf die Einheitsmasse bezogen.
Statt dem Volumen wird deshalb
das spezifische Volumen (α=1/ρ)
verwendet:
δW = - p dα

• Anforderungen
1) Berücksichtigung von thermodynamischen Arbeitsleistungen
Ø Die im (A,B)-Diagramm von Wegen eingeschlossenen Flächen müssen
die gleiche Energien repräsentieren wie im (–p,α)-Diagramm.
δW = - p dα
W =
-p
Fläche(-p,α) ~ Fläche(A,B)
A
Ein (A,B)-Diagramm ist ein
thermodynamisches Diagramm,
genau dann wenn:
~
α
B
D. h. das (A,B)-Diagramm ist eine
energietreue Transformation
des (-p,α)-Diagramms.

• schräges T-log p-Diagramm
p
A = - R ln p
- „skew T-log p diagram“ (Herlofson)
θ
B = T + C ln p (C=const.)
T
θ e
m
Anforderungen:
1) Erfüllt (ohne Beweis)
2) 3 Linien gerade
3) ~90°-Winkel
Nachteile:
- Streckung
stratosphärischer
Druckniveaus
- schräge T-Achse
Quelle: nach Fig. 5.2 in Hess

• Orkantief „Kyrill“ über Europa (18.-19.01.2007)
Ø Analyse der Wetterlage von Kyrill
Ø Analyse von Höhen- und Bodenkarten
Ø zeitlicher Verlauf der Wetterlage
Ø besondere Wettererscheinungen während Kyrill
Übungsaufgaben:
• zu bearbeiten bis Donnerstag, den 05.12.2013
Ø Analyse einer Wetterlage (23.-29.11.2006)
Ø Analyse von Radiosondenaufstiegen
Ø Quiz: Radiosonden-Zuordnung