A. H. Fink, V. Ermert METSYN: Übung Synoptik WS 2011/2012 Nächste Übung: Donnerstag, 24.11.2011,...

A. H. Fink, V. Ermert METSYN: Übung Synoptik WS 2011/2012

Nächste Übung:

• Donnerstag, 24.11.2011, 14:00 MEZ

Listen

• Anwesenheitsliste

5. Übung: Analyse einer Bodenkarte I


300 hPa

500 hPa

850 hPaBoden

• Der Lebenszyklus von Zyklonen

Zyklonen sind Tiefdruckgebiete, die sich typischerweise an der Polarfront bilden. Tiefdruckgebiete sind zur Aufrechterhaltung des Energie- und Drehimpulsbudgets erforderlich. Über den mittleren Breiten sorgen große zyklonale und antizyklonale Wirbel für den notwendigen Luftmassenaustausch. Zyklonen und Antizyklonen sind für den Transport von (Sub)tropikluft nach Norden und von Polarluft nach Süden verantwortlich.

Der Lebenszyklus von Zyklonen kann sehr unterschiedlich ausfallen, häuftig treten jedoch typische Entwicklungsstadien auf. Zunächst wird die Entwicklung in der gesamten Troposphäre betrachtet:

• Initialphase

Eine kleine Welle an der Polarfront führt häufig zur Initialisierung einer Zyklone.

Polarfront

Polarjet

Quelle: Fig. 95 in Defant und Mörth (1978)


• Wellenstörung

Druckfall am Boden verursacht eine Zirkulation, die kalte Luft in Richtung warme und warme in Richtung kalte Luft transportiert.

• Idialzyklone

Die Kaltfront kommt schneller voran als die Warmfront, wodurch sich der Warmsektor verengt.

Die Polarfront beginnt zu mäandrieren.




• okkludiertes Tief

Die Kaltfront erreicht die Warmfront und es bildet sich eine Okklusion, an der warme Luftmassen gehoben werden.

Der Polarjet und die Polarfront beginnen sich einzudrehen.



• okkludiertes Tief im Endstadium

Das Tiefdruckgebiet ist nahezu vollständig okkludiert. Die warme Luftmasse ist fast vollständig gehoben und die Okklusion dreht sich spiralförmig im Kern der Zyklone ein.

In der Höhe beginnt sich oft kalte Luft von der polaren Luftmasse abzuschnüren. In der oberen Troposphäre bildet sich eine geschlossene Zirkulation aus.



• „Cut-Off“-Prozess

Die Abschnürung eines Troges (d. h. von Kaltluft) von der Höhenströmung wird als sog. „Cut-Off“-Prozess bezeichnet. Kalte Luft die sich vollständig von der Polarkalotte abgeschnürt hat und eine eigenständige Zirkulation aufweist stellt einen sog. „Cut-Off“ dar. Die kalte Luft schiebt sich keilförmig unter die warme Luftmasse in ihrer Umgebung, wodurch Hebungsprozesse verursacht werden. Cut-Offs haben eine lange Lebensdauer und sind schwer vorhersagbar. Sie lösen sich entweder langsam auf oder integrieren sich wieder in die Höhenströmung.



Bodenkarte500 hPa

• Cut-Off

Ein Cut-Off entsteht durch die Abschnürung von Kaltluft von der Höhenströmung (Cut-Off-Prozess). Er ist häufig in der gesamten Troposphäre zu erkennen, das bedeutet, dass er in der Höhe tiefes Geopotenzial und am Boden tiefen Luftdruck aufweist. In der Bodenkarte sind geschlossene Isobaren zu erkennen. Häufig liegt unter der abgeschnürten Kaltluft oder an dessen Rand ein Tiefdruckgebiet, das mit seinen Fronten die Wetterlage beeinflusst.

Die Verlagerung eines Cut-Offs wird nicht mehr durch die Höhenströmung sondern vor allem durch die Luftdruckverteilung (z. B. Antizyklonen) gesteuert und ist deshalb nur schwer abzuschätzen.

K-32°C T

TT

30

.04

.20

06

00

UTC

(Qu

elle:

DW

D)


• Kaltlufttropfen

Der sog. Kaltlufttropfen stellt einen besonderen Cut-Offs dar. Im Falle eines Kaltlufttropfens isoliert sich in der mittleren und oberen Troposphäre kalte Polarluft. Kaltlufttropfen entstehen beim Cut-Off-Prozess und sind häufig das Relikt einer voll entwickelten Zyklone, deren Bodenwirbel sich aufgefüllt hat. Der Kaltlufttropfen weist in der unteren Troposphäre keine Tiefdruckaktivität auf. Am Boden sind im Isobarenfeld keine geschlossenen Isobaren erkennbar. In höheren Schichten lassen sich vor allem mittels relativer Topographien geschlossene Isohypsen ausmachen.

Kaltlufttropfen lösen sich nur langsam auf. Einerseits führt hochreichende Konvektion zu freiwerdender latenter Wärme und damit zur Erwärmung der kalten Luft. Durch horizontale Durchmischung kommt es andererseits gleichfalls zur sensiblen Wärmezufuhr.

Die Verlagerung von Kaltlufttropfen erfolgt in der Regel in Richtung der unteren Strömung.

Häufig kommen Kaltlufttropfen in den Übergangsjahreszeiten vor. Über dem Mittelmeer treten dabei typischerweise Gewitter mit ergiebigen Niederschlägen auf.


• Bsp. eines Kaltlufttropfens

300 hPa: 12.06.2006 00 UTC 500 hPa: 12.06.2006 00 UTC

Bodenkarte: 12.06.2006 00 UTC

T T

-23°C

kein Tief am Boden


• 36 h-Vorhersage: Kaltlufttropfen 14.06.2006 12 UTC


• 48 h-Vorhersage: Kaltlufttropfen 15.06.2006 00 UTC


• GFS-Vorhersage: 14.06.2006 12 UTC & 15.06.2006 00 UTC


• Der Lebenszyklus von Zyklonen am Boden

Initialphase

Häufig bildet sich an einem Sattelpunkt eines Viererdruckfeldes oder bei Annäherung eines Troges an einer quasi-stationären Front eine kleine Welle im Bodendruckfeld aus.

Wellenstörung

Ausgelöst durch Druckfall entsteht am Boden eine zyklonale Zirkulation, die förderlich für die Frontogenese ist (Ausbildung von Kalt- und Warm-fronten).

Quelle: Abb. 8.3 a und b in Kurz (1990)


• Einschub: Verlagerung von Fronten

-+

Verlagerung der Fronten durch die frontsenkrechte Komponente des „isallobarischen Windes“ (ist

vom Drucksteig- zum Druckfallgebiet gerichtet)

großer Unterschied in den Drucktendenzen vor und nach

der Kaltfront (Druckfall vor der Front, Druckanstieg danach)

„die Kaltfront wird quasi angesaugt“

Wirkung des isallobarischen Windes

schnelle Frontverlagerung

geringere Unterschiede in den Drucktendenzen an der Warmfront

Wellenbildung kann entstehen, wenn sich die Drucktendenzen umkehren

Bodenkarte, 18.01.2007 06 UTC

Orkantief Kyrill



Wirkung der Bodenreibung

Kaltfronten:

Aufrichtung der Front aufgrund Reibungswinde (Ekmanspirale)

Voreilen der Kaltfront an Obergrenze des Reibungsraums

Labilisierung der Schichtung

turbulente Durchmischung Impulstransport Böen

Beschleunigung der Bodenfront

Quelle: Abb. 5.15 in Kurz (1990)

K

W

*

*wird häufig verstärkt durch Fallwinde (sog. „downdrafts“), die in hochreichender Konvektion (Schauer & Gewitter) durch das Verdunsten von Niederschlag entstehen



Wirkung der Bodenreibung

Warmfronten:

volles Auswirken der Reibung

Bodenfront bleibt ggü. Höhenfront zurück

kein Impulstransport aus dem Energievorrat der schnelleren Oberströmung




Dass die Kaltfront schneller als die Warmfront verlagert liegt hauptsächlich an zwei atmosphärischen Prozessen:

1) Isallobarischer Wind

Die Verlagerung von Frontalzonen wird erst durch Winde möglich, die senkrecht zur Front orientiert sind. Frontenparallele Winde hingegen verursachen keinerlei Verlagerungen von Fronten. Für das Entstehen von frontsenkrechten Winden und damit die Verlagerung von Fronten sind die Druckunterschiede zu beiden Seiten der Front entscheidend. Die Front wandert zur Seite mit dem stärksten Druckfall und bewegt sich um so schneller, je größer der Unterschied in den Drucktendenzen zwischen beiden Seiten ist. In der Meteorologie wird dieser Vorgang durch den sog. isallobarischen Wind (eine sog. ageostropische Windkomponente) beschrieben, der vom Drucksteig- zum Druckfallgebiet gerichtet ist. Genau genommen verlagern sich Fronten in Abhängigkeit von der frontsenkrechten Komponente des isallobarischen Windes. Die Richtung und Stärke des isallobarischen Windes kann mit Hilfe von sog. Isallobaren (Linien gleicher Drucktendenz) analysiert werden.

Kaltfronten verlagern sich demnach schneller als Warmfronten, da Kaltfronten im Mittel einen größeren Gradienten im Isallobarenfeld aufweisen. Hinter der Kaltfront folgt typischerweise ein Zwischenhoch, weshalb hinter der Kaltfront der Druck stark ansteigt. Vor der Kaltfront herrschen im Warmsektor hingegen meist etwas schwächere Drucktendenzen.Durch den starken Druckfall vor und den starken Druckanstieg hinter der Front wird die Kaltfront quasi angesaugt (die Atmosphäre wirkt also wie ein Staubsauger).



2) Bodenreibung

Die Wirkung des isallobarischen Windes auf die Frontverlagerung wird jedoch stark durch die Bodenreibung beeinflusst, wodurch starke Unterschiede zwischen Warm- und Kaltfronten auftreten. Die Windzunahme in der planetaren Grenzschicht richtet die Kaltfront stark auf. Zusätzlich stößt häufig die Kaltluft in der Höhe schneller vor als in direkter Bodennähe. Die Bodenreibung führt an der Warmfront dazu, dass diese eine flache Lage einnimmt und die Bodenfront gegenüber der Warmfront weit zurück bleibt. Die Bodenreibung führt also zu unterschiedlichen Schichtungen (Kaltfront: unten warm, oben kalt; Warmfront: unten kalt, oben warm), welche die atmosphärische Stabilität beeinflusst. Die Schichtung der unteren Atmosphäre wird an der Kaltfront destabilisiert und an der Warmfront stabilisiert.

Eine wichtige Rolle für die Beschleunigung der Kaltfront spielt die geringe atmosphärische Stabilität im Bereich der Frontalzone. Die Destabilisierung führt dazu, dass Luftpakete in der planetaren Grenzschicht leicht auf- oder absteigen können.

Das Auf- und Absteigen von Luftpaketen kann wiederum durch verschiedene atmosphärische Prozesse ausgelöst werden. Zum einen kann durch die Sonneneinstrahlung (sog. solare Strahlung) die Luftschicht in Bodennähe erwärmt werden, wodurch die sog. thermische Turbulenz erzeugt wird. Zum anderen nehmen die Windgeschwindigkeiten zum Boden hin aufgrund der Reibung ab (Reibungswind), weshalb eine Scherung in der Windgeschwindigkeit zwischen Boden und den darüber befindlichen Niveaus feststellbar ist. Die Windscherung erzeugt wiederum Turbulenz, die sog. mechanische Turbulenz.



2) Bodenreibung (Fortsetzung)

Die induzierte Turbulenz führt nun dazu, dass es in der Grenzschicht zum Impulstransport aus dem Energievorrat der schnelleren Oberströmung kommen kann. An der Kaltfront wird der Transport von Geschwindigkeiten aus oberen Schichten der Grenzschicht in Richtung des Bodens dadurch gewährleistet, dass durch die induzierte Turbulenz Luftpakete absteigen können. Hinzu kommt, dass durch die vertikale Verlagerung potenzielle Energie (Lageenergie) in kinetische Energie (Bewegungsenergie) umgewandelt wird. Außerdem löst die Kaltfront häufig hochreichende Konvektion aus. Die entstehenden Gewitter- oder Schauerzellen verursachten teils starke Abwinde ("downdrafts"), die zu „microbursts“ führen. Bei Passage der Kaltfront wird deshalb häufig das Auftreten von zahlreichen Böen beobachtet. Alle diese Prozesse führen zu höheren Windgeschwindigkeiten in Bodennähe und beschleunigen dadurch das Voranrücken der Kaltfront.

Im Gegensatz dazu herrschen an der Warmfront stabile atmosphärische Verhältnisse, da sich warme Luftmassen über kalte schieben. Die Stabilität verhindert ein entsprechendes vertikales Umlagern von Windgeschwindigkeiten und eine Beschleunigung der Warmfront bleibt damit



Warmsektorzyklone

Durch starken Druckfall wird die zyklonale Zirkulation des Tiefs verstärkt. Rückseitig der Kaltfront wird die Atmosphäre destabilisiert und es bilden sich häufig Schauer und Gewitter. An der Warmfront gleitet die warme auf die kalte Luftmasse auf und es bilden sich lang anhaltende Niederschläge.

okkludiertes Tief

Die Kaltfront holt die Warmfront ein. Meist ist der Kerndruck in dieser Phase am geringsten und es treten die stärksten Winde auf. Im Bereich der Okklusion wird die warme Luftmasse gehoben und darunter entstehen häufig starke Niederschläge.

Quelle: Abb. 8.3 c und d in Kurz (1990)



okkludiertes Tief im Endstadium

Der Tiefkern verlagert sich nur noch langsam, wodurch das Frontensystem zyklonal um das Tief herum schwenkt. Das Wolken- und Niederschlagsband der Okklusion bekommt eine Spiralform. Wolkenlücken entstehen dadurch, dass die Kaltluft ebenfalls um den Kern des Tiefs herum geführt wird.

Quelle: Abb. 8.3 e in Kurz (1990)

Die Entwicklung kommt zum Stillstand, da durch Vertikalbewegungen die Warmluft (Kaltluft) adiabatisch gekühlt (erwärmt) wird und die Temperaturgegensätze im Bereich der Okklusion abgebaut werden und somit die Energiezufuhr für die zyklonale Rotation abbricht. Durch Bodenreibung wird das Tief schließlich aufgefüllt.


• Beispiel einer Idealzyklone Boden: 10.01.2006 00 UTC

Quelle: DWD

T 995

Boden: 10.01.2006 12 UTC

Quelle: DWD

T 965

300 hPa: 10.01.2006 12 UTC

Quelle: EWB

Trogachse

Boden: 11.01.2006 00 UTC

Quelle: DWD

T 949


• Beispiel einer Idealzyklone

IR-Bild: 11.01.2006 00 UTC

Quelle: DWD


• „ana“ griechisch: herauf

• „kata“ griechisch: herab

(wird auf die relative Bewe-gung der Warmluft bezogen)

• Entgegengesetzte Vertikal-bewegungen sind nicht zwingend!

• Anakaltfront (Kaltfront 1. Art) ist umgekehrte Anawarmfront.

• Anawarmfront und Katakaltfront (Kaltfront 2. Art) sind in Mitteleuropa am häufigsten.

Quelle: nach Abb. 5.16 in Kurz (1990)

• Ana- und Katafronten


Anawarmfront im „Conveyer Belt“ Modell

• Polwärtigen Flüsse von sensibler und latenter Wärme sowie westlichen Impuls im Bereich von Frontalzyklo-nen treten in konzentrierten Stark-windbändern (Geschwindigkeit: 25-40 m/s, Breite: 200-500 km, vertikale Ausdehnung: 2-3 km) auf. Diese werden als Transportbänder („conveyer belts“) bezeichnet.

• Das wichtigste niederschlagswirk-same Transportband ist das „warm conveyer belt“ im Warmsektor.

• Aus der Kaltluft resultiert das sog. „cold conveyer belt“.

• Kaltfronten werden in der Höhe von trockenen Luftströmungen über-fahren, welche die potenzielle Insta-bilität der Troposphäre erhöhen.



Anakaltfront (Kaltfront 1. Art) Katakaltfront (KF 2. Art)

Quelle: Abb. 5.21 in Kurz (1990) Quelle: Abb. 5.22 in Kurz (1990)


• Symbole für Fronten

Warmfront Höhenwarmfront

Okklusion Höhenokklusion

Kaltfront Höhenkaltfront

stationäre Bodenfront

stationäre Höhenfront

Konvergenzlinie

Instabilitätslinie


K K

W

T

• Wettererscheinungen beim Durchzug einer Idealzyklone

Warmfront:

Hebung => Wolkenschirm (600-1000 km vor Front) => As, Ci; präfrontale Niederschläge aus As und Ns (100-300 km breit)

Kaltfront:

Absinken oberhalb Frontalzone; schmales Wolken- und Niederschlagsband; erzwungene Hebung => Cu, Cb; postfrontale Subsidenz; Rückseite: Einfließen Kaltluft => Labilisierung vom Boden her => Schauer und Gewitter


• Erkennung einer Warmfront

Variable vor der Front hinter der Front

Bodenwind: dreht oft frontparallel rechtdrehend

Drucktendenz: Druckfall meist gleichbleibend

Temperatur: langsam ansteigend Erwärmung

Taupunkt: langsam ansteigend gleichbleibend

Sicht: Niederschlag: schlecht mäßig

Niederschlag: an bzw. hinter der Front: RegenW

arm

fon

t


• Erkennung einer Kaltfront

Variable vor der Front hinter der Front

Bodenwind: dreht frontparallel markante Rechtsdrehung

Drucktendenz: Druckfall Druckanstieg

Temperatur: unterschiedlich unterschiedlich

Taupunkt: unterschiedlich Rückgang

Sicht: nach Niederschlägen: Verbesserung

Niederschlag: an Front und auf Rückseite: Schauer und Gewitter

Kaltfro

nt


• Barographenstreifen

Quelle: www.geographie.ruhr-uni-bochum.de

Quelle: www.weatherequipment.com

Kaltfront

Schauer

Der Durchzug einer Front macht sich deutlich in der Messung des Luftdrucks bemerkbar. Nach einer Kaltfront kommt es häufig zum sprunghaften Druckanstieg durch das Eintreffen der kalten Luft.

Kleine, kurzzeitige Ausschläge des Barographen entstehen durch Auf- und Abwinde in hochreichender Konvektion (z. B. während Schauern und Gewittern).


• Analyse von Fronten in einer Bodenkarte

1) sorgfältige Isobarenanalyse im Abstand von 5 hPa

3) Wettererscheinungen kennzeichnen (Anleitung: Skript S. 27)

995 hPa

1005 hPa

1000 hPa

T

H

2) Hoch und Tief markieren

]4) Analyse der Kaltfront, Warmfront und Okklusion

(Okklusionspunkt: oft stärkster Druckfall und starker Niederschlag)

5) Isobarenknick einzeichnen

;

;


ww 0 1 2 3 4 5 6 7 8 9

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

• Wettermatrix (ww)

http://www.uni-koeln.de/math-nat-fak/geomet/meteo/forschung/statmod/wheeler/index.html
































































































Übungsaufgaben:

• zu bearbeiten bis Donnerstag, den 24.11.2011

Analyse von Bodenkarten

- 19.12.1991 06 UTC

- 19.12.1991 12 UTC

Beginn während der aktuellen Übung

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