Nächste Übung:• Donnerstag, 05.12.2013, 14:00 MEZ

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7. Übung: Analyse von Wetterlagen I

• 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

: b f/yl: Wellenlänge

stationäre Welle (c=0):

45°N, u=20 m s-1 => ls=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 (ls) 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 (ls) werden sie retrograd (rückläufig).

LangwellentrogKurzwellentrog

• Warum bewegen sich Rossby-Wellen ohne westlichen Grundstrom von Ost nach West?

Auf der Trogrückseite (Trogvorderseite) wird positive (negative) planetare Vorticity advehiert, wodurch sich der Trog (ein Rücken) auf seiner Rückseite (Vorderseite) aufbaut.

f=2Wsinj

f groß

f klein

grad f

Vorticityadvektion

-v grad f

• Wetterkarten: Geopotenzial

Karten des Geopotenzials erlauben die Ableitung des Witterungs-charakters 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 Kaltluft-tropfen 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:

Trogvorderseite: zunächst WLA; im weiteren Verlauf: Hebungs- prozesse, Niederschläge, Abkühlung

Trogachse: Labilisierung durch Höhenkaltluft => Schauer und Gewitter

Rücken: Absinken; stabile Wetterlage; sonnig, im Winter oft Hochnebel Vorderseite Kaltlufttropfen/Cut-Off: Hebung, Niederschläge

• Wetterkarten: Geopotenzial (Bsp.: 28.04.2006 12 UTC)

kurze Rossy-Welle

sich abschnürende Kaltluft

T-33°C

• Wetterkarten: Geopotenzial (Bsp.: 29.04.2006 00 UTC)

kurze Rossy-Welle

abgeschnürte Kaltluft

T-35°C

• 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:

Tiefkern: Niederschläge; starke Winde Okklusion: Hebung; starke Niederschläge Warmfront: Hebungsprozesse, lang anhaltende Niederschläge Kaltfront: kurzzeitig starke Niederschläge; Rückseite: Schauer & Gewitter Konvergenzlinie: Schauer & Gewitter Hoch: Absinken; Inversion; stabiles Wetter; sonnig bzw. Hochnebel Zwischenhoch/Hochkeil: Wetterberuhigung

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

T

T T

T

T

H

H

H

• Wetterkarten: 850 hPa-Temperatur (Bsp.: 30.04.2006 00 UTC)

-5°C

0°C

Isohypsen

Isothermen

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.

Bereiche mit Konvergenz und Divergenz

Quelle: Lauer und Bendix (2003), Abb. 9.9

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 sindCoriolis- 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.

• Höhenströmung & Bodentiefs

• Einfluss der Höhenströmung auf die Tiefentwicklung

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 auf- und abwärts gerichteten Bewegungen sind deshalb räumlich und zeitlich untrennbar mit der Entstehung, Entwicklung und Verlagerung von Hoch- und Tiefdruckgebieten verbunden.

Win

dg

esch

win

dig

keit

[kn

]

Sekundär-Jet

Superposition: Die Divergenzen im Delta des Jets und im Eingangsbereich des Sekundär-Jets verstärken sich gegenseitig.

• 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 obertroposphärischer Strahlstrom, ggf. Sekundär-Jet Divergenzen rechts des Jet-Eingangs- und links des Jet-Deltas

• Obertroposphärische Vorticity-Advektion Hebung (-Gleichung)

• Geringe statische Stabilität der Atmosphäre

• Hohe sensible und latente Energie des Warmsektors (kann z. B.

durch hohe SST-Werte verursacht werden) Freiwerden latenter Wärme starkes Aufsteigen

Druckfall (falls Divergenz in oberer die Konvergenz in der unteren Troposphäre überwiegt)

• „Dry intrusion“ (Absinken von trockenen Luftmassen aus der Stratosphäre)

potenzielle Labilität Konvektion

Typisch für Entwicklung von Stürmen über Europa

SST: „sea surface temperature“

Thermodynamische Diagrammpapiere• Anforderungen

1) Berücksichtigung von thermodynamischen Arbeitsleistungen 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.

labil

bedingt labil

absolut stabil

e

T

• Stüvediagramm

• Vorteile:- Ordinate p ist auch für hochreichende Aufstiege handlich

(stärkere Stauchung stratosphärischer Niveaus als bei ln(p))- p 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,-Diagramm

In der Meteorologie wird die Arbeit auf die Einheitsmasse bezogen. Statt dem Volumen wird deshalb das spezifische Volumen (=1/) verwendet:

W = - p d

S

F = p AA

V

W = - F S = - p A S = - p Vdifferenziell (W, da W keine Zustands-größe):

W = - p dV

- p

T2

T1

(-p,)-Diagramm

Nachteil:

geringer Winkel zwischen Trockenadiabaten und Isothermen

• Anforderungen

1) Berücksichtigung von thermodynamischen Arbeitsleistungen Die im (A,B)-Diagramm von Wegen eingeschlossenen Flächen müssen die

gleiche Energien repräsentieren wie im (–p,)-Diagramm.

W = - p d

A

B

-p

Fläche(-p,) ~ Fläche(A,B)

Ein (A,B)-Diagramm ist ein thermodynamisches Diagramm, genau dann wenn:

~

W =

D. h. das (A,B)-Diagramm ist eine energietreue Transformation des (-p,)-Diagramms.

p

• schräges T-log p-Diagramm

A = - R ln p

B = T + C ln p (C=const.)- „skew T-log p diagram“ (Herlofson)

Anforderungen:

1) Erfüllt (ohne Beweis)

2) 3 Linien gerade

3) ~90°-Winkel

Nachteile:

- Streckung stratosphärischer

Druckniveaus

- schräge T-Achse

m

T

e

Quelle: nach Fig. 5.2 in Hess

• Orkantief „Kyrill“ über Europa (18.-19.01.2007) Analyse der Wetterlage von Kyrill Analyse von Höhen- und Bodenkarten zeitlicher Verlauf der Wetterlage besondere Wettererscheinungen während Kyrill

Übungsaufgaben:

• zu bearbeiten bis Donnerstag, den 05.12.2013

Analyse einer Wetterlage (23.-29.11.2006) Analyse von Radiosondenaufstiegen

Quiz: Radiosonden-Zuordnung