EinfidMet-V-2 - Meteorologisches Institut der Universität Bonn

Einführung
in die Meteorologie
- Teil V: Synoptische Meteorologie Clemens Simmer
Meteorologisches Institut
Rheinische Friedrich-Wilhelms Universität Bonn
Sommersemester 2005
Wintersemester 2004/2006
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
–
–
–
2.
Definitionen
Darstellungsweisen
Dreidimensionale Sicht
Synoptische Systeme mitterer Breiten –
oder wie entstehen Hochs und Tiefs
–
verschiedene Skalen im westlichen Grundstrom
–
Fronten
Beispiel: 27.10.2002, 12 UTC
VIS
Tiefs sind durch ausgeprägte Wirbelstrukturen
in den Wolken zu erkennen.
Fronten erscheinen oft als isolierte Bänder.
Hochs sind weniger auffällig – oft nur durch
wolkenfreie Gebiete kenntlich.
IR
Einige Beobachtungen
• Tiefdruckgebiete wandern meist von West nach Ost.
• Tiefdruckgebiete entstehen meist in bestimmten
geographischen Regionen; sie entstehen oft in ganzen
Familien.
• Tiefdruckgebiete wirken dynamisch und haben einen
Lebenszyklus (mehrere Tage) während Hochdruckgebiete
eher passiv wirken; manche Hochs können Wochen
existieren.
• Tiefs haben Fronten während Hochs i.a. keine Fronten
besitzen.
Inhalt
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
thermische und dynamische Hochs und Tiefs
die Westwinddrift
barotrope Rossby-Wellen
barokline Rossby-Wellen – Lage von Hochs und Tiefs
Struktur von Fronten
Tiefs sind destabilisierte barokline Rossby-Wellen
Struktur von Tiefdrucksystemen
thermische Antriebe dynamischer Tiefs
Hochdruckgebiete
andere Tiefdruckgebiete
Thermische Druckgebilde
- Hitzetief H
kalt
warm
kalt
Erwärmung der unteren Atmosphäre
 Ausbeulen der Isobarenflächen
 Druckgradienten in der Höhe führen zu
seitlichem Abfließen
 In Folge Druckfall im Zentrum
 Einfließen zum Zentrum am Boden
Thermische Tiefs haben einen warmen
Kern!
 Hurrikane (tropische Zyklonen) sind auch
thermische Tiefs
kalt
warm
kalt
H
kalt
T
warm
kalt
Thermische Druckgebilde
- Kältehoch -
T
warm kalt warm
warm kalt warm
T
Abkühlung der unteren Atmosphäre
 Ausbeulen der Isobarenflächen
 Druckgradienten in der Höhe führen zu
seitlichem Einfließen
 In Folge Druckanstieg im Zentrum
 Ausfließen aus Zentrum am Boden
H
warm kalt warm
Globale
atmosphärische
Zirkulation am
Boden im
Nordwinter und
Nordsommer
Isolinien: Bodendruck; Pfeile: horizontaler Wind
Kontinentale
Kältehochs im Winter
Kontinentale Hitztiefs
im Sommer
Datenquelle: NCEP-Reanalysen; Entwurf: H. Mächel
dynamische Tiefs und Hochs
H
T
T
warm
H
warm kalt warm
thermisch
getrieben
kalt
dynamische Tiefs
und Hochs werden
i. w. durch
Strömungsstrukturen in der
Höhe angetrieben
Divergenz
T
kalt
Konvergenz
H
Die Westwinddrift – zirkumpolare Wellen
Bodenfronten
• Die mittleren Breiten sind
durch vorherrschende
westliche Winde in allen
Höhen gekennzeichnet.
(aus Roedel, 1994)
Isohypsen der 300 hPa Fläche
• Eine Frontalzone in der
Troposphäre umzieht in
Wellen die Hemisphären.
• Die Bodenfronten setzen
sich dabei i.a. in die
Troposphäre fort und sind
dabei zur kalten Luft
geneigt.
Die Westwinddrift lässt sich aus der Höhenabhängigkeit des geostrophischen Windes
erklären
• Zwischen den warmen subtropischen Breiten mit ihrem
Hochdruckgürtel und den kalten hohen Breiten bildet
sich ein Westwindband aus.
• Die Temperatur nimmt im Mittel zwischen 3 und 10 K
pro 1000 km ab (differentielle Strahlungserwärmung).
• Daraus folgen Windzunahmen mit der Höhe zwischen 1
und 3 m/s pro km Höhendifferenz (thermischer Wind).

vg

vg

vg
H, warm
po-2Dp
po-Dp
po
T, kalt

vg
g 

k   H Tv
z Tv f
Barotrope Rossby-Wellen
• Die Westwinddrift wäre unter idealen Bedingungen
breitenkreisparallel.
• U.a. durch die Land-Meer-Verteilung und Gebirge wird die
Strömung nach N oder S ausgelenkt.
• Bei Annahme einer kräftefreien Strömung konserviert die
Strömung ihren Drehimpuls (Vorticity) im Absolutsystem; dieser
setzt sich aus der Drehbewegung der Erde (zyklonal) und der
Drehbewegung der Strömung relativ zur Erdoberfläche (zunächst
Null) zusammen.
• Bei einer Ablenkung der Strömung nach Süden (auf der NH)
reduziert sich der Anteil der Erddrehung am Drehimpuls; aus
Drehimpulserhaltung folgt, dass die Strömung in zyklonale
Drehbewegung zur Erdoberfläche kommt – die Strömung kommt
zum Ausgangsbreitenkreis zurück.
• Wird der Ausgangsbreitenkreis wieder überschritten, so wird der
Drehimpulsanteil durch die Erddrehung wird höher – die
Strömung muss durch eine antizyklonale Gegendrehung
reagieren.
Barotrope Rossby-Wellen
Drehung einer ruhenden
Luftmasse in Abhängigkeit von der Breite
Drehimpuls einer wirbelfreien
Strömung durch die Erddrehung
Bei Erhaltung des Drehimpulses muss sich
eine relativ zur Erde zunächst ruhende
Luftmasse bei Verlagerung Richtung
Äquator durch die nachlassende zyklonale
Drehung im absoluten Raum in zyklonale
Rotation versetzen.
Durch Breitenänderung initiierte
Drehbewegung der Strömung
N
λ
S
Initialstörung
Barotrope Rossby-Wellen - formal
• Der Drehimpuls einer Strömung im Raum ist (wir
vernachlässigen hier Rotation durch Scherung!)
proportional zur absoluten Rotation , die sich aus relativer
Rotation und Erdrotation zusammensetzt.



  va    v  2
• Der Drehimpuls bleibt erhalten, wenn keine äußeren Kräfte
angreifen (Erhaltung des Drehimpulses). Dies gilt dann
auch für die Vertikalkomponente der absoluten Rotation –
der
Vorticity
 absoluten

 


k  (  v a )    k  (  v )  2k  

v u

 2 sin , mit  geographis che Breite


x y 
f




ζ f
Barotrope Rossby-Wellen - β-Effekt
    f  const
Achtung: Gilt bei dieser Bewegung nur
genähert, da sich ja auch die Normale
der Tangentialebene bei Nord-SüdVerschiebungen kippt.
Auslenkung
aus
Grundstrom
y,φ
 0
f  f ( )

t0
 0
 0
 ( t )    f ( t )  f ( t 0 )  f ( t )  Df ( y )
Df
f
Dy  
Dy
Dy
y
   Dy

t
Barotrope Rossby-Wellen - Ausbreitung
• Rossby-Wellen wandern mit einer Geschwindigkeit, die von der
Strömungsgeschwindigkeit und der Wellenlänge abhängt.
cu 

K²
, mit K ²  k ²  l ² Gesamtwell enzahl
und k zonale und l meridional e
Wellenzahl (k  2π ,  Wellenlän ge)
λ
d.h. die Wellen pflanzen sich mit Grundstromgeschwindigkeit ū
aus, vermindert um β/K²
• Bei 45° und λ > 7000 km Wellenlänge wandern sie bei einer
Grundstromgeschwindigkeit ū = 10 m/s nach Westen, sonst nach
Osten. Oft sind die langen Wellen quasi-stationär.
• Genauer: Alle Rossby-Wellen laufen nach Westen, je länger desto
schneller (K~1/λ).
• Wichtig: Rossby-Wellen erfordern neben der Erdrotation auch
die Kugelgestalt der Erde (β-Effekt)!
Barotrope Rossby-Wellen - Ausbreitung
Macht man eine Betrachtung relativ zum Grundstrom
(zieht man den Grundstrom von der Geschwindgkeit ab)
so laufen alle Rossby-Wellen nach Westen - je länger
desto schneller (c~λ²).

u
N
Breitenkreis
 u
u
E

u

u
  
u  u  u
Rossby-Wellen - allgemein
•
•
•
•
Die hier beschriebenen barotropen Rossby-Wellen (Erhaltung des
absoluten Drehimpulses) findet man in guter Näherung in der
mittleren Troposphäre.
Sie bestimmen aber das Strömungsgeschehen in allen
Atmosphärenschichten mit, d.h. die Atmosphärenschichten darüber
und darunter sind dynamisch eng miteinander verknüpft.
Barotrop heisst dass Druck und Temperaturflächen parallel sind –
diese Annahme ist notwendig um diese Wellen mathematisch einfach
zu beschreiben. Da Barotropie aber gerade in der Westwindzone
durch den zonalen Temperaturgradienten nicht erfüllt ist (thermischer
Wind!), spricht man meist von quasi-barotropen Rossby-Wellen.
Eigentlich sollte es ja keine Rossby-Wellen auf einer sich drehenden
Scheibe geben (β-Effekt war ja notwendige Bedingung). Dennoch
bilden sich dort ebenfalls Wellen aus, die Rossby-Wellen sehr ähnlich
sind (barokline Rossby-Wellen)
Barokline Rossby Wellen (Tankexperiment)
Kühlung
Heizung
Barokline Rossby-Wellen
• Wir gehen von Annahme einer quasi-barotropen Rossby-Welle in der
Mitte der Troposphäre aus.
• Aus der Betrachtung des thermischen Windes folgen niedrigere
Windgeschwindigkeiten in tieferen Schichten und höhere
Windgeschwindigkeiten in höheren Schichten.
• Aus den unterschiedlichen Geschwindigkeiten folgt sofort eine
unterschiedliche absolute Vorticity η, wenn die Strömung eine
Wirbelstruktur hat (in Trögen und Rücken) durch die variierende relative
Vorticity.
• Hierdurch ist die Strömung in den Schichten oberhalb und unterhalb
der quasi-barotropen Strömung in der Mitte der Troposphäre
gezwungen ihre absolute Vorticity ständig zu verändern (Reduktion des
Betrags der relativen Vorticity in hohen Schichten, Erhöhung in
niedrigen Schichten).
• Sie erreicht dies durch den Pirouetteneffekt: Durch Zusammenströmen
(Konvergenz) erhöht die Strömung die Vorticity; durch
Auseinanderströmen (Divergenz) reduziert sie sie.
Vorticity Gleichung (1)
Differenziere die x-Komponente der Bewegungsgleichung nach y
und die y-Komponente nach x:
  u
u
u
u
u
1 p 

u

u

v

w

fv




y  t
x
x
y
z
 x 
  v
v
v v
v
1 p 

u

u

v

w

fu




x  t
x
x y
z
 y 
Subtrahiere die obere Gleichung von der unteren und ersetze

v u

x y
 u v   w v w u 




f
1   p  p 
  v

u
v
w
   f     

 2 

t
x
y
z

x

y

x

z

y

z

y


x

y

y

x

 
 



df
d
dt
dt
Vorticity Gleichung (2)
d
  f      f  u  v    w v  w u   12   p   p 
dt
x y 
x z y z 
  x y y x 
 


 
 



Divergence term
Twisting term
Solenoid term
Absolute Vorticity wird erzeugt durch:
1. Horizontale Konvergenz
2. Kombination von horizonaler Änderung des Vertikalwindes
mit einer vertikalen Änderung des Horizontalwindes
3. Isolinien von Druck und Temperatur schneiden sich
Divergence term
 u v 
   f   
x y 
 



Divergence term
Pirouetteneffekt
Coriolis
Tilting term
•
•
•
Vertikale Zunahme der horizontalen
Windgeschwindigkeit.
Das heißt: Vorticitykomponente in WestRichtung
Wird durch Scherung des Vertikalwindes
„aufgerichtet“.
Solenoid term
Häufiges Erklärungsmuster:
Land-Seewind-Zirkulation.
Auch hier schneiden sich die
Isobaren mit den Isothermen
und es entsteht eine Zirkukation.
Barokline Rossby-Wellen
Aus dem
Divergenz/Konvergenzmuster ergibt sich
Aufsteigen auf der
Trogvorderseite und
Absteigen auf der
Trogrückseite.
(aus Roedel, 1994)
• Da die Geschwindigkeiten in der Höhe viel höher sind als in
Bodennähe, überkompensieren die „Vergenzen“ in der Höhe die
„Vergenzen“ in Bodennähe.
• Daraus folgen Druckfall (Tief) auf der Trogvorderseite und und
Druckanstieg (Hoch) auf der Trogrückseite.
Bedeutung der Rossby-Wellen
• Steuerung von Hochdruck und Tiefdruckgebieten
• Austausch von Wärme zwischen hohen und niedrigen
Breiten: In den Wellen wird warme Luft zu den Polen und
kalte Luft zu den Subtropen gebracht.
• Transport von Zonalimpuls (Drehimpuls durch uKomponente des Windes) von den Subtropen (Aufnahme
von u-Impuls der Atmosphäre durch vorherrschende
Ostwinde am Boden) in die mittleren und hohen Breiten
(Abgabe von u-Impuls der Atmosphäre durch
vorherrschende Westwinde am Boden).
Zum Drehimpuls (N) Transport ρNv
konvergierend
[ ρN v ]
Atmosphäre verliert N
90°
Pol
West-Winde
R negativ
divergierend
Atmosphäre gewinnt N
30°
Ost-Winde
R positiv
0°
Äquator
Impulstransport durch Rossby-Wellen
N
meridionaler u-Impulstransport ~ uv
kein Nettotransport, da uv sich bei
Nord- und Südtransport ausgleichen
S
Nettotransport nach Norden, da bei
Südbewegung kein Transport
stattfindet (u=0)
Nettotransport nach Süden, da bei
Nordbewegung kein Transport
stattfindet (u=0)
Im Mittel müssen Rossby-Wellen
wie in der Mitte aussehen, damit der
überschüssige Impuls aus den
niderigen Breiten abgeführt wird!
Fronten
• Fronten kennzeichnen Zonen, in denen sich die
Temperatur (und andere Größen) horizontal sehr stark
ändert.
• Die Fronten der Tiefs erstrecken sich über mehrere 10 km
(→Frontalzone).
• Durch ihre starke Neigung mit der Höhe kann die gesamte
Frontalzone jedoch über einen Bereich von 1000 km
reichen.
• Nach der thermischen Windrelation nimmt der Wind in
Frontalzonen mit der Höhe zu. Das Maximum ergibt sich
am oberen Rand der Frontalzone (meist die Tropopause)
und bildet die bekannten Strahlströme (Jets).
Schnitt durch eine Front mit Strahlstrom
Beachte:
• starke Überhöhung der
Vertikalen in der Abbildung
• ausgedehnte Frontalzone
• Jet oberhalb der Frontalzone
als Resultat des thermiuschen
Windes und unterhalb der
Tropopause (wieder
Temperaturzunahme)
Margulessche Grenzflächenneigung
Die Windscherung an einer Front ist immer zyklonal
(Isobarenknick in Wetterkarten).
tan  
f v w  v k f Dv
 T
g
 k  w
g DT
Je größer der Temperatursprung, desto facher.
Je größer der Windsprung, desto steiler
Ableitung (siehe Abbildng) :
dp 
p
p
p
p
dy 
dz 
dy 
dz (dp entlang der Frontfläch e)
y w
z w
y k
z k
p
p

dz y w y k
p
p
 tan  

, weiter mit
  g und
 fv
p
dy p
z
y

z k z w
Schnitt durch Fronten - Phänomene
BEACHTE DIE STARKE
ÜBERHÖHUNG!
Die Zunahme des Windes mit
der Höhe steilt Kaltfronten
auf; sie können sich
„überschlagen.
Die Labilisierung (in der
Höhe kalt) führt zu
konvektiven Niederschlägen
und durch intensiveren
Impulsaustausch zum
schnellen Voranschreiten
(aus Roedel, 1994)
Die Zunahme des Windes mit der Höhe verflacht Warmfronten, macht die
Luft eher stabil. Der damit reduzierte Impulsaustausch verlangsamt das
Voranschreiten. Der Niederschlag entsteht vorwiegend durch langsames
Aufgleiten ist lang andauernd und i.a. weniger intensiv.
Schnitt durch Fronten - Querzirkulation
z
kalt
Fläche des Maximums
von grad
warm
x
Eine Front induziert durch die horizontalen
Temperaturgradienten horizontale
Druckgradienten, die eine direkte
thermische Zirkulation quer zur Front
bewirken (solenoidterm in Vorticitygl.).
Diese ageostrophische Strömung führt
immer zu Aufsteigen in der Warmluft
und Absteigen in der Kaltluft.
Damit lässt sich alternativ der
Niederschlag an Fronten, aber auch das
deutliche Aufklaren unmittelbar hinter
einer Kaltfront erklären
Modellschnitte
Wechselwirkungen zwischen Hochs und
Tiefs mit den baroklinen Rossby-Wellen
• Die großen Vergenzen in den RossbyWellen der Höhenströmung (>7 km)
initiieren Tiefs und Hochs am Boden.
• Die durch die Tiefs und Hochs verursachten Strömungen in Bodennähe
verstärken die Tröge und Rücken –
die Rossby-Wellen werden verstärkt!
• Die Verstärkung der Amplituden führen
wiederum zu einer Verstärkung der
Vergenzen usw..
• Während barotrope Rossby-Wellen
stabil sind, tritt bei baroklinen Verhältnissen eine positive Rückkopplung ein,
die eine bestehende Welle weiter
verstärkt (barokline Instabilität)
Oben: Strömungsmuster am Boden im Bezugssystem der Rossby-Wellenfront
(durchgezogen)
Unten: Strömungsmuster in einem ortsfesten System unter Einbeziehung
wandernder Rossby-Wellen.
Die drei Stadien eines Tiefdruckgebietes
Wellenstörung
Höhepunkt
Okklusion
Divergenz i.d.H.
erzeugt Tief am
Boden. Erste
geschlossene Isobare
bildet sich am Boden
Warm- und Kaltfront
und Warmsektor klar
erkennbar.
Niederschlagsbildung
setzt ein
Kaltfront hat Warmfront
eingeholt und die
Warmluft nach oben
gehoben
Das Tief setzt
verfügbare
potentielle Energie
(APE) in kinetische
Energie um.
Gleichzeitig erzeugt es
effizient den notwendigen meridionalen
Wärmeaustausch
(kalte Luft nach
Süden, warme nach
Norden).
Kaltfront-Okklusion
Warmfront-Okklusion
Ergänzungen zu dynamischen Tiefs
• Die Tiefdruckgebiete haben wird bislang dynamisch erklärt.
• Thermische Antriebe sind aber zusätzlich von großer
Wichtigkeit:
– Die freiwerdende latente Wärme bei der Niederschlagsbildung ist
ein wichtiger zusätzlicher Energielieferant.
– An Fronten trägt die thermisch bedingte Querzirkulation zum
Antrieb mit bei.
• Es gibt auch kleinere Tiefs in den mittleren Breiten, die
vorwiegend thermisch aus der freiwerdenden latenten
Wärme gespeist werden (polare Meso-Zyklonen, MiniHurrikane).
• Sie haben – wie die tropischen Zyklonen – warme Kerne,
während die besprochenen Tiefs der mittleren Breiten kalte
Kerne haben.
Zyklone und Meso-Zyklone im
Mittelmeer
Hochs in der Westwinddrift
• Bildung z.B. dynamisch analog zu den Tiefs, d.h. hier
starke konvergente Strömungen in der Höhe (> 7 km)
bedingt durch Drehimpulserhaltung.
• Hochdruckgebiete haben i.a. keine Fronten, weil die
divergente Strömung am Boden u.U. bestehende starke
Gradienten auflöst.
• Die eher stationären Hochdruckgebiete der Subtropen
werden teilweise dynamisch durch die Scherung zwischen
Westwinddrift und den östlichen Winden der Hadley-Zelle
aufrecht erhalten.
• Eine andere Komponent ist vielleicht die Konvergenz der
südwestlichen Gegenpassatströmung mit der
Westwinddrift.
Übungen
• Wie unterscheiden sich thermische und dynamische Tiefs?
• Wie entstehen barotrope Rossby-Wellen?
• Warum entstehen Tiefs vorwiegend auf der Ostseite der
Rossby-Wellen und Hochs auf der Westseite?
• Wovon hängt die Verlagerungsgeschwindigkeit von
barotropen Rossby-Wellen ab? Berechne diese für
60°Breite und eine Wellenlänge von 1000 km.
• Wie können Rossby-Wellen Zonalimpuls in meridionaler
Richtung transportieren?
• Warum gibt es oberhalb von Frontalzonen einen
Strahlstrom?
• Berechne die Frontenneigung für einen Temperatursprung
von 10 K und einen Windsprung von 1 m/s.