Clemens Simmer

Einführung in die Meteorologie (met210)

- Teil V: Synoptik

2

V Synoptische Meteorologie

Synoptik ist die Zusammenschau der Wettervorgänge in Raum und Zeit mit dem Ziel der Wetteranalyse und Wettervorhersage. Die Synoptik ist Teil der Angewandten Meteorologie.

1. Allgemeines- Definitionen- Darstellungsweisen- dreidimensionale Sicht – thermischer Wind

2. Synoptische Systeme mittlerer Breiten- verschiedene Skalen- Frontentheorien

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V.1 Allgemeines zur Synoptik

• Definition und Grundlagen – Definition– wissenschaftliche und technische Grundlagen – Geschichte

• Darstellung synoptischer Felder– Bodenkarten– Höhenkarten– Stationsmodell

• Thermische Verknüpfung von Boden- und Höhenwetterkarten

– thermischer Wind• Barotrope und barokline Felder

4

V.1.1 Definition und Grundlagen

• Synoptik: Zusammenschau der 4D-Verteilung der meteorologischen Parameter mit dem Ziel der Wetteranalyse und der Prognose.

• Wetteranalyse umfasst die 4D-Verteilung aller meteorologischen Größen im Sinne einer Prozessanalyse.

• Prognose erfordert – quasi-Echtzeitverfügbarkeit globaler Daten in den nationalen

oder internationalen Vorhersagezentren– meteorologischen (synoptischen) Sachverstand – und/oder Prognosemodelle (Nutzung von Erkenntnissen der

theoretischen Meteorologie, Atmosphärenphysik und -chemie, Hydrologie, …, numerische Mathematik und Informatik

5

Synoptische Skala

1000 km

100 km

• Auflösung von Tiefdruckgebieten (einschließlich Fronten) und Hochdruckgebieten

• andere Größenordnungen- U ~ 10 m/s- T ~ h – d

• zwischen globaler Skalaund Mesoskala

• notwendigesBeobachtungsnetz:

- < 50 km- ~ 3 h

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Beobachtungssysteme• in quasi-Echtzeit verfügbare klassische Messungen• Klimamessnetze• Fernerkundungsverfahren

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Beobachtungssysteme (1)• per Global Telecommunication System (GTS) in quasi-

Echtzeit verfügbar– synoptische Stationen (1 pro 40 km, Land und Volontary

Observin Ships, VOS)• Druck, Temperatur und Feuchte in 2 m, Wind in 10 m Höhe• Niederschlagsmessung (Ablesung nur 6 und 18 UTC)• Maximum- (18 UTC) und Minimumtemperatur (6 UTC)• Wolkenbeobachtungen und allgemeine Wetterbeobachtungen• um 00, 03, 06, …UT global gleichzeitig

– aerologische Stationen (1 pro 200 km, vorw. Land, Wetterschiffe)

• T(z), p(z), RH(z), ff(z), dd(z)• um 00, 06, 12, 18 UT (viele auch nur 00)

– asynoptisch teilweise über GTS in Echtzeit verfügbar• Flugzeugmessungen (T(z), p(z))• Satelitenmessungen (fast alle Parameter mit unterschiedlicher Qualität)

8

9

Beobachtungssysteme (2)• ca. 1 x pro Monat verfügbar, u.A. für Validierung

– Klimastationen (1 pro 20 km, Land und Voluntary ObservingShips (VOS))

• alle meteorologischen Parameter ähnlich synoptische Stationen• Beobachtungszeiten an Lokalzeiten orientiert

– Niederschlagsmessnetz (1 pro 10 km über Land)• nur Tagessummen• werden stark ausgedünnt• zunehmend Ersatz durch in Echtzeit meldende zeitlich

hochauflösende Regenmesser, z.B. zur Eichung von Radarniederschlägen

• Radarnetzwerke (alle 5-10 Minuten, quasi-Echtzeit)– derzeit nur nationale Netzwerke– Eichung mit Regenmessern– Qualität ca. 100%– zunehmenden Nutzung für Prognose

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Karten

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Radarnetzwerk DWD

Bonn

DWD- Radarverbund

- Horizontabtastungen alle 5 min

- Auflösung 2x2 km2

- 16 Reflektivitätsklassen

X-Band Radar Bonn

- Volumenscans alle 15 min- Horizontabtastungen a 5 min

- Auflösung 0.25x0.25 km2

- Reflektivität voll aufgelöst

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Europäische Wetter-radarnetze

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Prognosemodelle

• In Europa derzeit noch vier nationale Prognosemodellsysteme– DWD et al./COSMO (GME, 50 km Aufl., LM 7km Aufl., LMK 2,8

km Aufl. >30 Schichten)– MeteoFrance et al. (ALADIN)– UK MetOffice et al. (UM)– Schweden et al. (HIRLAM, kein Globalmodell)

• Europäisches Zentrum für Mittelfristige Wettervorhersage (EZMW, ECMWF, Reading, UK)– getragen von fast allen nationalen europäischen Wetterdiensten– „Beschränkung“ auf Mittelfrist, Jahreszeitenvorhersage– international bestes Vorhersagesystem für synoptische Skala– erstellt globale Reanalysen (z.B. ERA40), alternativ die US-

amerikanischen NCEP Reanalysen

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Historische Entwicklung1833 Erfindung der Telegraphie• erste aktuelle synoptische Karte aus per Telegraph übermittelten

Messungen (USA)1849 erste aktuelle Zeitungswetterkarte (UK)1854 erster deutscher meteorologischer Dienst (Einrichtung nach

Schiffskatastrophe durch Wettereinwirkungen)1873 International Meteorological Organisation (IMO, heute World

Meteorological Organisation, WMO)1877 Internationale Vereinbarungen über globale

Wetterdatenübermittlung1922 Richardson macht die erste numerische Wettervorhersage für 6

Stunden (braucht dazu Monate)1923 Polarfronttheorie von Bjerknes und Solberg1950 erster brauchbarer Computer1950 erste brauchbare numerische Wettervorhersage (Charney,

Fjortoft, v. Neuman auf ENIAC)1954 Erste operationelle numerische Wettervorhersage durch Rossby

(Schweden)1960 erster meteorologischer Satellit

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Bausteine der modernen Wettervorhersage1. Online-Datensammlung2. Datenassimilation ->aktueller Zustand der Atmosphäre

� Verschmelzen von Beobachtungen und „alter“ Vorhersage� Methoden

- Nudging- 3-dimensionale variationelle Datenassimilation- 4-dimensionale variationelle Datenassimilation- Sequential Importance Resampling Filter- …

3. Vorhersagelauf mit Modell- deterministische Vorhersage- Ensemble-Vorhersage

4. Interpretation der Modellausgabe– Model Output Statistics (MOS)

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V.1.2 Darstellung synoptischer Felder (Wetterkarten)• Kodierung synoptischer Beobachtungen• Aufbau des „Stationsmodells“• Bodenwetterkarten• Höhenkarten• Relative Topographie

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pp

PPPCTT H

CMVV

ww

Td CLTdTd

a

WNLh

ddffN

Aufbau desStationssymbols

Beispiel:

22°C Lufttemperatur, 18°C Taupunkt, 1021 hPa Luftdruck, um 0,5 hPa in den letzten 3 Stunden gestiegen, 2/8 Bewölkung, nur niedrige Wolken, Cumulus, Wind aus Ostsüdost mit 10 Knoten, die Sichtweite ist gering, es gibt und ab keine signifikanten Wettererscheinungen,…

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synoptische Wetterbeobachtung

IIiii Nddff VVwwW PPPTT NLCLhCMCH TdTdapp 7RRTnTn 7RRTxTx10111 81020 ccccc 12754 4cccc 55+06 7cc57 7cc51

6 UTC 18 UTCII Zonenbezeichnungiii StationskennungN Bedeckungsgraddd Windrichtung in Dekagradff Windgeschwindigkeit in Knoten (1 kn =ca. 0,5 m/s)VV Sichtweite (kodiert)ww Wetter zum BeobachtungszeitpunktW Wetter seit letztem Haupttermin (6 oder 3 Stunden)PPP Luftdruck ohne 100er, reduziert, in 10tel hPaTT Lufttemperatur in°CNL Bedeckungsgrad der tiefen WolkenCL,M,H Art der tiefen, mittelhohe, hohen Wolken (kodiert)h Unterkantenhöhe der tiefsten Wolken (kodiert)TD Taupunkttemperatur in °Ca Verlauf der Barographenkurvepp Luftdruckänderung in 10tel hPa der letzten 3 StundenRR Niderschalg der vergangenen 12 Stunden (kodiert)Tn,x Minimum bzw. Maximumtemperatur

1927.10.2002 00 UTC

Einige Charaktersistika der Bodenwetterkarte

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Charakteristika der Bodendruckkarte1. Winde sind parallel zu Isobaren mit niedrigem Druck

links und Richtungstendenz zum niedrigen Druck.2. Je enger die Isobaren, desto stärker ist der Wind. 3. In Tiefs ist die Strömung links herum (zyklonal) in

Hochs rechts herum (antizyklonal).4. 1-3 folgen aus der geostrophischen Windrelation

(Ausgleich von Druckgradient und Coriolisbeschleunigung).

5. Tiefs haben Frontalzonen (Warm- und Kaltfronten), an denen die Isobaren (und der Wind) einen zyklonalen Sprung aufweisen (MargulesscheGrenzflächenneigung).

6. In Tiefs – besonders an Fronten – tritt vermehrt Bewölkung und Niederschlag auf (folgt u.a. aus Konvergenz (=Zusammenströmen) der Luftströmung verbunden mit Aufsteigen) (Aufgleiten, Querzirkulation).

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Warmfront mit Erwärmung in allen Schichten

Warmfront mit Erwärmung nur am Boden

Warmfront mit Erwärmung nur in der Höhe

Maskierte Warmfront mit Abkühlung am Boden

Quasistationäre Front

Kaltfront mit Abkühlung in allen Schichten

Kaltfront mit Abkühlung nur am Boden

Kaltfront mit Abkühlung nur in der Höhe

Maskierte Kaltfront mit Erwärmung am Boden

Okklusionsfront (Zusammenschluß von Warm- und Kaltfront)

Gealterte Okklusionsfront

Kaltfront-Okklusion mit Abkühlung am Boden

Konvergenzlinie

Warmfront-Okklusion mit Erwärmung am Boden

Frontenkennzeichnung

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Höhenkarten• sind Topographien von isobaren Flächen, angegeben in

geopotentiellen Metern (gpm) h=(g/g0)z– absolute Topographien, z.B. 850 hPa, 700 hPa, 500 hPa, 300 hPa,

… enthalten• h850, h700, … als Isolinien (sog. Isohypsen) in gpd(eka)m (warum,

siehe später)• Isothermen• relevante Messwerteintragungen (Radiosonden, Flugzeuge, Satellit)

als reduziertes Stationsmodell– relative Topographien, z.B. h300 – h700

• geben Informationen über die mittlere virtuelle Temperatur in den Schichten (niedrige Höhendifferenz = kalt, große Höhendifferenz = warm, siehe später)

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Beispiel einer 500 hPa Höhenkarte (oben, ohne Stationseintragungen) mit Bodenkarte

Kennzeichen:• Isohypsen in gpm (~550 gpm

bei 500 hPa)• kaum abgeschlossene

Isohypsen• Drängung der Isohypsen im

Bereich der Polarfront• keine eingezeichnete Fronten• Tröge gegenüber Bodentiefs

am Boden nach Westen oder Nordwesten verschoben

• Rückenzentren gegenüber Bodenhochs nach Westen oder Südwesten verschoben

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Zusammenhang Isobaren - Isohypsen• Beim Übergang zu Isohypsen vereinfacht sich die Gleichung für den

geostrophischen Wind weil die Dichte entfällt. • Dadurch entsprechen gleicher Isohypsendrängung der gleiche

geostrophische Wind – und zwar unabhängig von der Höhe

Φ∇×=∇×≡

∂Φ∂=

∂∂==≡

∂∂

==∆∆=

∆∆

=∆∆Φ=

∆∆≅

∆∆≅

∆∆≈

∂∂

∇×≡

ppg

pyzy

ggz

hg

kf

hkf

gv

xxh

gdxdh

gdxdp

xp

gz/gh�gzxh

gx

gxx

gzxz

gxp

xp

pkf

v

���

��

1hschließlic und

folgt Es Meter. ellesgeopotenti al,Geopotenti mit

1

0

0,

0,

0

000

ρρρ

ρρρρρ

ρ

z+�z

zpp-�p

�p=-�g�z

�x

25

Zusammenhang Relative Topographie –mittlere virtuelle Schichttemperatur

Die (geopotentielle) Dicke einer Schicht zwischen zwei festen Druckflächen ist direkt proportional zur mittleren virtuellen Temperatur der Schicht.

( ))ln(ln)ln(ln)ln(ln

)(lnln

mit nIntegratio ln

ngGasgleichu ideale , :GG statische

21

12

21

120

21

12

1212

ppRppRhhg

ppRgzgz

T

zzTR

gpp

TTdzTR

gpd

pdp

dzTR

pgTRpgdzdp

LLLv

vL

vvvL

vL

vL

−Φ−Φ=

−−=

−−=

−−=−

→−=≡

−=

=−= ρρ

26

V.1.3 Thermische Verknüpfung von Boden und Höhenwetterkarten - thermischer Wind -

z

x

pj-3�p

pj-�p

pi-2�p

pj-2�p

pi

pj-�ppj

kalte Luft warme Luft

horizontaleDruckgradienten

höhenabhängigergeostrophischer

Wind=

thermischer Wind

pi=pj

Horizontale Temperaturunterschiede erzeugen horizontale Druckunterschiede in der Höhe und damit unterschiedlichen geostrophischen Wind in der Grenzzone

27

Thermischer Wind (1)

gv�

po

S, warm N, kalt

po-�p

po-2�p

gv�

Selbst bei Druckgleichheit am Boden (kein geostrophischerWind am Boden) nimmt der

Wind durch horizontale Temperaturänderungen mit

der Höhe zu

Beispiel für die Entstehung von Strahlströmen über

Frontalzonen

Durch horizontale Temperaturunterschiede entsteht ein (geostrophischer) Wind, der die kalte Luft umströmt, wie der geostrophische Wind das Tief.

28

Thermischer Wind (2)

gv�

po

S, H, warm N,T, kalt

po-�p

po-2�p

gv�

Haben wir im Süden ein warmes Hoch und im Norden ein kaltes Tief, so wird mit der

Höhe der am Boden schon herrschende Westwind mit

zunehmender Höhe verstärkt.

Beispiel für die Westwinddrift der mittleren Breiten

gv�

29

Thermischer Wind (3)

gv�

po

S, T, warm N,H, kalt

po-�p

po-2�p

gv�

Haben wir im Süden ein warmes Tief und im Norden

ein kaltes Hoch, so haben wir am Boden Ostwinde und in

der Höhe Westwinde.

Warme Tiefs und kalte Hochs sind „flach“ (denn sie

schlagen in Hochs bzw. Tief um mit der Höhe)

Beispiel für die Hadley-Zirkulation der

Tropen/Subtropen

30

Formale Ableitung des thermischen Windes im z-System

( )

( )

� ���

�����

�

�� ��� ��

�����

���

����

���

���

��

0030

1001

10

3001

030

10000010

30010

10

2

111

111

1

1

4

,,

lnln

ln

ln , , ,

zT

vT

TkfTg

zT

vT

TT

kf

gT

zT

vTT

kf

gTzT

vTTR

gk

fTR

zT

pkf

Rzp

kfTR

zv

zpk

fTR

pp

kfTR

pkfpTR

zp

TRzp

pTR

ggzp

TRp

pkf

v

vg

vvH

v

vg

vvH

v

v

vg

vvH

vvg

vvLH

vL

vH

LH

vLg

HvL

HvL

HvL

vLvL

vLHg

∂∂+∇×=

∂∂+∇×=

∂∂+��

�

����

�−∇×=

∂∂+��

�

����

�−∇×=

∂∂⋅∇×+�

�

���

�

∂∂∇×=

∂∂

∂∂∇×=∇×=∇×=

∂∂=

∂∂=−−=

∂∂=∇×=

−

ρρρ

vHv

g TkfT

gzv

∇×≅∂

∂ ��

Skalenanalyse

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Der thermische Wind- Zusammenfassung -

pkf

v Hg ∇×=���

ρ1

:vH

v

g TkfT

gz

v∇×≅

∂∂ ���

Der thermische Wind(= Änderung des geostrophischen Windes mit der Höhe durch einen horizontalen Temperaturgradienten) „weht“ um ein Kaltluftgebiet, wie der geostrophische Wind um das Tief. H

TW K

HT

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Der thermische Wind- Indikator für Temperaturadvektion und Möglichkeit des Nowcasting von Temperaturänderungen-

H

TW K

HT

H

TK W

H

T

Rechtsdrehungmit der Höhe

=Es wird wärmer

Linkssdrehungmit der Höhe

=Es wird kälter

Achtung: Nicht mit der Rechtsdrehung des Windes in der Grenzschicht durch Reibung verwechseln. Obiges gilt nur in der freien Atmosphäre!

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Formale Ableitung des thermischen Windes im p-System

�

�

vpLg

vpL

vLpp

constg

pg

vLpg

Tkf

Rpv

p

TkfpR

pTR

kf

kfp

kfp

v

pTR

pz

ggzkf

v

∇×−=∂∂

∇×−=

���

����

�∇×−=���

����

�−∇×≅���

����

�

∂Φ∂∇×=

∂∂

−=−=∂∂=ΦΦ∇×=

=

��

�

����

���

��

1111

11

ρ

ρ

Annahme

idealeGasGGG stat.

, alGeopotenti ,

vpLg Tk

fR

pv

∇×−=∂∂ ��

ln

Ableitung wesentlich einfacher im p-System.Zudem gilt die „einfache“ Beziehung ohne Näherung.

Die Isohypsen der relativen Topographie bilden Stromlinien des thermischen Windes, wie die Isobaren und die Isohypsen Stromlinien des geostrophischen Windes bilden.

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Barotrope und barokline Felder

• barotrop: Isoflächen von Druck und Temperatur sind parallel zueinander

geostrophischer Wind mit der Höhe konstant

• baroklin: Isoflächen von Druck und Temperatur sind gegeneinander geneigt

geostrophischer Wind ändert sich mit der Höhe

00 =∂∂

→≡∇→p

vT g

vp ln

�

00 ≠∂∂

→≠∇→p

vT g

vp ln

�

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Barokline Felder- 2 Fälle -

h2

h1

h3

h4

h1

h2

h3

h4

T1

T2

T3

T1

T2

T3

T4T4EE

NN

a b

vg vg

h1 < h2 < … Isohypsen einer Druckfläche , T1 < T2 < … die Temperaturen

a: Es herrscht keine Temperatur-advektion. Dieser Fall ist typisch für Höhenkarten ab 500 hPa. Es ist ein Initialfeld für barokline Wellen

b: Es herrscht Temperaturadvektion. Dieser Fall ist typisch für die Bodenwetterkarten. Sie sind verantwortlich z.B. für die Intensivierung von Wellen in den Höhenkarten.

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• Gegeben sei das Isohypsenfeld der 1000 hPa Druckfläche (untere Abb., durchgezogene Linien) mit Isothermen (untere Abb., gestrichelte Linien).

• Bei gleicher Temperaturabnahme mit der Höhe folgen obige Isothermen und Isohypsen der 500 hPa-Fläche.

• In der Höhe geht das Zellenfeld am Boden in eine Wellenform über.

• Das Tief wird in der Höhe nach Nordwest und das Hoch nach Südwest verschoben.

Zusammenhang zwischen Boden- und Höhenkarten

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Übungen zu V.11. Das Druckfeld am Boden weise eine Druckzunahme von 5 hPa auf

100 km von Süd nach Nord auf. Weiter herrsche ein Temperaturgradient von West nach Ost von 5 K auf 100 km. Schätzeden geostrophischen Wind am Boden und in 5 km Höhe ab.

2. Verifiziere den Übergang zwischen den beiden Druckfeldern (unten � oben) der Folie „Zusammenhang zwischen Boden- und Höhenkarten“ qualitativ mit der thermischen Windgleichung (qualitatives Einzeichnen des thermischen Windevektors).

3. Welches Höhenfeld ergäbe sich qualitativ, wenn am Boden Hoch undTief vertauscht wären bei gleicher Temperaturverteilung?

4. Vollziehe durch ungefähres Einzeichnen des thermischen Windvektors die Zusammenhänge zwischen Boden- und Höhenkarte auf den folgenden Wetterkarten nach.

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