met210-111-V

Einführung
in die Meteorologie (met210)
- Teil V: Synoptik
Clemens Simmer
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
2
V.1 Allgemeines zur Synoptik
•
Definition und Grundlagen
–
–
–
•
Darstellung synoptischer Felder
–
–
–
•
Bodenkarten
Höhenkarten
Stationsmodell
Thermische Verknüpfung von Boden- und
Höhenwetterkarten
–
•
Definition
wissenschaftliche und technische Grundlagen
Geschichte
thermischer Wind
Barotrope und barokline Felder
3
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
4
Synoptische Skala
• Auflösung von
Tiefdruckgebieten
(einschließlich Fronten)
und Hochdruckgebieten
• andere Größenordnungen
- U ~ 10 m/s
- T~ h–d
• zwischen globaler Skala
und Mesoskala
• notwendiges
Beobachtungsnetz:
- < 50 km
- ~3h
5
Beobachtungssysteme
• in quasi-Echtzeit verfügbare klassische Messungen
• Klimamessnetze
• Fernerkundungsverfahren
6
Beobachtungssysteme (1)
• per Global Telecommunication System (GTS) in quasiEchtzeit 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)
7
8
Beobachtungssysteme (2)
• ca. 1 x pro Monat verfügbar, u.A. für Validierung
– Klimastationen (1 pro 20 km, Land und Voluntary Observing
Ships (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
9
Karten
10
Radarnetzwerk DWD
DWD- Radarverbund
- Horizontabtastungen alle 5 min
- Auflösung 2x2 km2
- 16 Reflektivitätsklassen
X-Band Radar Bonn
Bonn
- Volumenscans alle 15 min
- Horizontabtastungen a 5 min
- Auflösung 0.25x0.25 km2
- Reflektivität voll aufgelöst
11
Europäische
Wetterradarnetze
12
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 USamerikanischen NCEP Reanalysen
13
Historische Entwicklung
1833 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
Wetterdatenübermittlung
1922 Richardson macht die erste numerische Wettervorhersage für 6
Stunden (braucht dazu Monate)
1923 Polarfronttheorie von Bjerknes und Solberg
1950 erster brauchbarer Computer
1950 erste brauchbare numerische Wettervorhersage (Charney,
Fjortoft, v. Neuman auf ENIAC)
1954 Erste operationelle numerische Wettervorhersage durch Rossby
(Schweden)
1960 erster meteorologischer Satellit
14
Bausteine der modernen Wettervorhersage
1. Online-Datensammlung
2. 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)
15
V.1.2 Darstellung synoptischer Felder
(Wetterkarten)
•
•
•
•
•
Kodierung synoptischer Beobachtungen
Aufbau des „Stationsmodells“
Bodenwetterkarten
Höhenkarten
Relative Topographie
16
Aufbau des
Stationssymbols
TT
CH
PPP
VV
CM
pp
ww
N
TddTd h CL NL
Beispiel:
a
W
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,…
17
synoptische Wetterbeobachtung
IIiii Nddff VVwwW PPPTT NLCLhCMCH TdTdapp 7RRTnTn 7RRTxTx
10111 81020 ccccc 12754 4cccc
55+06 7cc57
7cc51
6 UTC
18 UTC
II
Zonenbezeichnung
iii
Stationskennung
N
Bedeckungsgrad
dd
Windrichtung in Dekagrad
ff
Windgeschwindigkeit in Knoten (1 kn =ca. 0,5 m/s)
VV
Sichtweite (kodiert)
ww
Wetter zum Beobachtungszeitpunkt
W
Wetter seit letztem Haupttermin (6 oder 3 Stunden)
PPP
Luftdruck ohne 100er, reduziert, in 10tel hPa
TT
Lufttemperatur in°C
NL
Bedeckungsgrad der tiefen Wolken
CL,M,H Art der tiefen, mittelhohe, hohen Wolken (kodiert)
h
Unterkantenhöhe der tiefsten Wolken (kodiert)
TD
Taupunkttemperatur in °C
a
Verlauf der Barographenkurve
pp
Luftdruckänderung in 10tel hPa der letzten 3 Stunden
RR
Niderschalg der vergangenen 12 Stunden (kodiert)
Tn,x
Minimum bzw. Maximumtemperatur
18
Einige Charaktersistika der Bodenwetterkarte
27.10.2002 00 UTC
19
Charakteristika der Bodendruckkarte
1. 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 (Margulessche
Grenzflächenneigung).
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).
20
Frontenkennzeichnung
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
Warmfront-Okklusion mit Erwärmung am Boden
Kaltfront-Okklusion mit Abkühlung am Boden
Konvergenzlinie
21
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)
22
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
23
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

1 
k  h p
vg 
f
 gz g 0
h

gz
z
p p
 g 0
 g 0


 g

x
x
x
x
x
x x
mit gz  Φ Geopotenti al, h  gz/g 0 geopotenti elles Meter. Es folgt
p dp

x dx
 g 0
y,z
dh
dx
 g 0
y, p
und schließlic h

g0 
1 
k   p h  k   p
vg 
f
f

h

x
x
z+Δz
Δp=-ρgΔz
p-Δp
Δx
z
p
24
Zusammenhang Relative Topographie –
mittlere virtuelle Schichttemperatur
statische GG : dp   gdz , ideale Gasgleichu ng p  RLTv
pg
dz

RLTv
g
dp
dz
 d ln p  
RLTv
p
Integratio n mit Tv  Tv
g
( z2  z1 )
ln p2  ln p1  
RLTv
Tv 
g 0 h2  h1 
 2  1
gz2  gz1


RL (ln p1  ln p2 ) RL (ln p1  ln p2 ) RL (ln p1  ln p2 )
Die (geopotentielle) Dicke einer Schicht zwischen zwei festen
Druckflächen ist direkt proportional zur mittleren virtuellen
Temperatur der Schicht.
25
V.1.3 Thermische Verknüpfung von Boden
und Höhenwetterkarten - thermischer Wind Horizontale Temperaturunterschiede erzeugen horizontale Druckunterschiede
in der Höhe und damit unterschiedlichen geostrophischen Wind in der
Grenzzone
z
warme Luft
kalte Luft
pj-3Δp
pj-2Δp
pi-2Δp
pi=pj
pj-Δp
pj
pj-Δp
pi
horizontale
Druckgradienten
x
höhenabhängiger
geostrophischer
Wind
=
thermischer Wind
26
Thermischer Wind (1)

vg
po-2Δp

vg
po-Δp
po
S, warm
Selbst bei Druckgleichheit am
Boden (kein geostrophischer
Wind am Boden) nimmt der
Wind durch horizontale
Temperaturänderungen mit
der Höhe zu
Beispiel für die Entstehung
von Strahlströmen über
Frontalzonen
N, kalt
Durch horizontale Temperaturunterschiede entsteht ein
(geostrophischer) Wind, der die kalte Luft umströmt, wie der
geostrophische Wind das Tief.
27
Thermischer Wind (2)

vg
po-2Δp

vg
po-Δp

vg
po
S, H, warm
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
N,T, kalt
28
Thermischer Wind (3)

vg

vg
po-2Δp
po-Δp
po
S, T, warm
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)
N,H, kalt
Beispiel für die HadleyZirkulation der
Tropen/Subtropen
29
Formale Ableitung des thermischen Windes
im z-System

1 
p
p
R T p
 ln p
v g  k  H p ,  
,
  g ,  g  L v
 RLTv
f
RLTv
z
p z
z
RLTv 
RLTv  1
RLTv 


k  H p 
k  H p 
k   H ln p 
fp
f
p
f
z

v g RLTv 
T
  ln p  RL 

k  H 
k   H ln p   v

z
f
z
 z  f

 1  1  T
RLTv 
g  1  Tv gTv 
  v g

k   H  

k   H     v g v
f
z
f
z
 RLTv  Tv
 Tv  Tv
gTv  1
1  Tv
g 
1  Tv

k  2  HTv  v g

k   HTv  v g

 Tv  
f
Tv
z
fT
Tv
v

 10 1z
10
10
Skalenanalyse
4
100000
100




0,03
0,003
10 300

v g
1
300
g 

k   HTv
z Tv f
30
Der thermische Wind
- Zusammenfassung -

1  
vg : k   H p
f

vg
g  

k   H Tv
z Tv f
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.
T
H
W
T
K
H
31
Der thermische Wind
- Indikator für Temperaturadvektion und Möglichkeit des Nowcasting von
Temperaturänderungen-
T
T
H
W
T
H
Rechtsdrehung
mit der Höhe
=
Es wird wärmer
K
K
T
H
W
H
Linkssdrehung
mit 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!
32
Formale Ableitung des thermischen Windes
im p-System

1
v g  k   p
f
,
  gz Geopotenti al
RLTv
1
z
  
g
 p
p

,
stat. GG

v g
 RLTv
 1
  
1
1
1


 


k





k
 k   p 
p
p

 p

f
p f

 
 p  Annahme f
g const
RL 
k   pTv

fp

v g
RL 
k   pTv

p
f
p
idealeGasG




v g
RL 

k   pTv
 ln p
f
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
33
geostrophischen Windes bilden.
Barotrope und barokline Felder
•
barotrop:
Isoflächen von Druck und Temperatur sind parallel zueinander
  pTv  0


v g
 ln p
0
geostrophischer Wind mit der Höhe konstant
•
baroklin:
Isoflächen von Druck und Temperatur sind gegeneinander
geneigt
  pTv  0


v g
 ln p
0
geostrophischer Wind ändert sich mit der Höhe
34
Barokline Felder
- 2 Fälle h1 < h2 < … Isohypsen einer Druckfläche
, T1 < T2 < … die Temperaturen
N
N
h
1
T
1
T
2
T
3
T
4
a
h
2
v
g
h
3
h
4
E
a: Es herrscht keine Temperaturadvektion. Dieser Fall ist typisch für
Höhenkarten ab 500 hPa. Es ist ein
Initialfeld für barokline Wellen
h
1
T
1
T
2
T
3
T4
h
2
v
g
h
3
h
4
E
b
b: Es herrscht Temperaturadvektion.
Dieser Fall ist typisch für die
Bodenwetterkarten. Sie sind
verantwortlich z.B. für die
Intensivierung von
Wellen in den Höhenkarten.
35
Zusammenhang zwischen Boden- und
Höhenkarten
• 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.
36
Übungen zu V.1
1. 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. Schätze
den 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 und
Tief vertauscht wären bei gleicher Temperaturverteilung?
4. Vollziehe durch ungefähres Einzeichnen des thermischen Windvektors
die Zusammenhänge zwischen Boden- und Höhenkarte auf den
folgenden Wetterkarten nach.
37
38