pptx-Dokument der 5. Übung

5. Übung: Analyse einer Bodenkarte I
Nächste Übung:
• Donnerstag, 21.11.2013, 14:00 MEZ
Listen
• Anwesenheitsliste
• 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
300 hPa
500 hPa
850 hPa
Boden
Polarjet
Polarfront
Eine kleine Welle an der
Polarfront führt häufig zur
Initialisierung einer
Zyklone.
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.
Quelle: Fig. 95 in Defant und Mörth (1978)
• Idialzyklone
Die Kaltfront kommt
schneller voran als die
Warmfront, wodurch sich
der Warmsektor verengt.
Die Polarfront beginnt zu
mäandrieren.
Quelle: Fig. 100 in Defant und Mörth (1978)
• okkludiertes Tief
Die Kaltfront erreicht
die Warmfront und es
bildet sich eine
Okklusion, an der
warme Luftmassen
gehoben werden.
Quelle: Fig. 105 in Defant und Mörth (1978)
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.
Quelle: Fig. 105 in Defant und Mörth (1978)
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
Quelle: Fig. 108 in Defant und Mörth (1978)
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.
• 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.
Bodenkarte
500 hPa
(Quelle: DWD)
30.04.2006 00 UTC
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.
T
K-32°C
T
T
• Kaltlufttropfen
Der sog. Kaltlufttropfen stellt einen besonderen Cut-Off dar. Im Falle
eines Kaltlufttropfens isoliert sich in der mittleren und oberen
Troposphäre kalte Polarluft. Kaltlufttropfen entstehen beim Cut-OffProzess 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
T
500 hPa: 12.06.2006 00 UTC
T
-23°C
Bodenkarte:
12.06.2006 00 UTC
kein Tief am Boden
04. Juni 2013 12 UTC
320 K Isentrope: IPV
500 hPa: Geopotential, Druck
• Kaltlufttropfen
© wetter.3.de
© wetter.3.de
Ein Kaltlufttropfen ist ein abgeschlossenes Höhentief, bei dem am Boden keine
Tiefdruckaktivität erkennbar ist. Meist handelt es sich um polare Luftmassen, die
sich auf der warmen Seite der Polarfront in der Luftmasse der gemäßigten Breiten
befinden. Es kommt aber auch vor, dass sich ein solches Höhentief innerhalb der
polaren Luftmassen bildet, d. h. auf der kalten Seite der Polarfront. In diesem Fall
befinden sich artische Luftmassen innerhalb des Kaltlufttropfens. Kaltlufttropfen
sind mit Schauern und Gewittern verbunden und deren Zugbahn ist schwer
vorherzusagen, da diese nicht mit der Höhenströmung verlagert werden.
• 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 Warmfronten).
Quelle: Abb. 8.3 a und b in Kurz (1990)
• Einschub: Verlagerung von Fronten
 Wirkung des isallobarischen Windes
 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“
 Schnelle Frontverlagerung
Bodenkarte, 18.01.2007 06 UTC
Orkantief Kyrill
 Geringere Unterschiede in den Drucktendenzen an der Warmfront
 Wellenbildung kann entstehen, wenn sich die Drucktendenzen
umkehren
• Einschub: Verlagerung von Fronten
 Wirkung der Bodenreibung
*wird häufig verstärkt
K
W
Kaltfronten:
durch Fallwinde (sog.
„downdrafts“), die in
hochreichender Konvektion
(Schauer & Gewitter) durch
das Verdunsten von
Niederschlag entstehen
Quelle: Abb. 5.15 in Kurz (1990)
 Aufrichtung der Front aufgrund Reibungswinde (Ekmanspirale)
 Voreilen der Kaltfront an Obergrenze des Reibungsraums
 Labilisierung der Schichtung
 Turbulente Durchmischung  Impulstransport  Böen*
 Beschleunigung der Bodenfront
• Einschub: Verlagerung von Fronten
 Wirkung der Bodenreibung
Quelle: Abb. 5.15 in Kurz (1990)
Warmfronten:
 Volles Auswirken der Reibung
 Bodenfront bleibt ggü. Höhenfront zurück
 Kein Impulstransport aus dem Energievorrat der schnelleren
Oberströmung
• Einschub: Verlagerung von Fronten
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).
• Einschub: Verlagerung von Fronten
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.
• Einschub: Verlagerung von Fronten
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
• Der Lebenszyklus von Zyklonen am Boden
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
Quelle: Abb. 8.3 c und d in Kurz (1990)
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.
• Der Lebenszyklus von Zyklonen am Boden
Okkludiertes Tief im Endstadium
Quelle: Abb. 8.3 e in Kurz (1990)
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.
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
300 hPa: 10.01.2006 12 UTC
Boden: 10.01.2006 00 UTC
Quelle: DWD
Quelle: EWB
Trogachse
T
995
Boden: 10.01.2006 12 UTC
Boden: 11.01.2006 00 UTC
Quelle: DWD
Quelle: DWD
T
965
T
949
• Beispiel einer Idealzyklone
IR-Bild:
11.01.2006
00 UTC
Quelle: DWD
• Ana- und Katafronten
• „ana“ griechisch: herauf
• „kata“ griechisch: herab
(wird auf die relative Bewegung der Warmluft bezogen)
• Anawarmfront und
Katakaltfront (Kaltfront 2. Art)
sind in Mitteleuropa am
häufigsten.
• Anakaltfront (Kaltfront
1. Art) ist umgekehrte
Anawarmfront.
• Entgegengesetzte Vertikalbewegungen sind nicht
zwingend!
Quelle: nach Abb. 5.16 in Kurz (1990)
Anawarmfront im „Conveyer Belt“ Modell
• Polwärtigen Flüsse von sensibler
und latenter Wärme sowie westlichen
Impuls im Bereich von Frontalzyklonen treten in konzentrierten Starkwindbändern (Geschwindigkeit: 2540 m/s, Breite: 200-500 km,
vertikale Ausdehnung: 2-3 km) auf.
Diese werden als Transportbänder
(„conveyer belts“) bezeichnet.
• Das wichtigste niederschlagswirksame Transportband ist das „warm
conveyer belt“ im Warmsektor.
• Aus der Kaltluft resultiert das sog.
„cold conveyer belt“.
Quelle: Abb. 5.20 in Kurz (1990)
• Kaltfronten werden in der Höhe von
trockenen Luftströmungen überfahren, welche die potenzielle Instabilität der Troposphäre erhöhen.
Anakaltfront (Kaltfront 1. Art)
Quelle: Abb. 5.21 in Kurz (1990)
Katakaltfront (KF 2. Art)
Quelle: Abb. 5.22 in Kurz (1990)
• Symbole für Fronten
Kaltfront
Höhenkaltfront
Warmfront
Höhenwarmfront
Okklusion
Höhenokklusion
stationäre Bodenfront
stationäre Höhenfront
Konvergenzlinie
Instabilitätslinie
• 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)
T
Kaltfront:
W
K
K
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: Regen
Warmfont
• 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
Kaltfront
• Barographenstreifen
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.
Quelle: www.weatherequipment.com
Schauer
Kaltfront
Quelle: www.geographie.ruhr-uni-bochum.de
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
T
2) Hoch und Tief markieren
995 hPa
1000 hPa
]
;
1005 hPa
;
H
3) Wettererscheinungen
kennzeichnen (Anleitung:
Skript S. 27)
4) Analyse der Kaltfront,
Warmfront und Okklusion
(Okklusionspunkt: oft
stärkster Druckfall und starker
Niederschlag)
5) Isobarenknick einzeichnen
• Wettermatrix (ww)
ww
0
1
2
3
4
5
6
7
8
9
0
1
2
3
4
5
6
7
8
9
Übungsaufgaben:
• Zu bearbeiten bis Donnerstag, den 21.11.2013
 Analyse von Bodenkarten
- 19.12.1991 06 UTC
- 19.12.1991 12 UTC
 Beginn während der aktuellen Übung