A. H. Fink, A. Krüger, V. Ermert Übung Synoptik für Fortgeschrittene WS 2006/2007 Nächste Übung Freitag, 12.11.2010, 11:45 MEZ Listen Anwesenheitsliste.

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1 A. H. Fink, A. Krüger, V. Ermert Übung Synoptik für Fortgeschrittene WS 2006/2007 Nächste Übung Freitag, 12.11.2010, 11:45 MEZ Listen Anwesenheitsliste 2. Übung: Diagrammpapiere II (Energiebetrachtungen)

2 A. H. Fink, A. Krüger, V. Ermert Übung Synoptik für Fortgeschrittene WS 2006/2007 Übung 2.1: Energietreue des Emagramms

3 A. H. Fink, A. Krüger, V. Ermert Übung Synoptik für Fortgeschrittene WS 2006/2007 TEMP Idaroberstein (12.06.2006 04:54, 10:49 & 16:45 UTC) p [hPa]

4 A. H. Fink, A. Krüger, V. Ermert Übung Synoptik für Fortgeschrittene WS 2006/2007 Goldsche Methode -R lnp iso- therme Boden- schicht nach 3 h 6 hT+ C lnp

5 A. H. Fink, A. Krüger, V. Ermert Übung Synoptik für Fortgeschrittene WS 2006/2007 Übung 2: Wetterlage

6 A. H. Fink, A. Krüger, V. Ermert Übung Synoptik für Fortgeschrittene WS 2006/2007 Übung 2: TEMP Essen (01. 22:45 & 02.07.2006 10:45 UTC) p [hPa] 10:45 UTC: 7h 25 nach Sonnenaufgang erwärmte Schicht: ~106 hPa

7 A. H. Fink, A. Krüger, V. Ermert Übung Synoptik für Fortgeschrittene WS 2006/2007 Witterung Düsseldorf (30.06.-03.07.2006)

8 A. H. Fink, A. Krüger, V. Ermert Übung Synoptik für Fortgeschrittene WS 2006/2007 Gewitterindizes Gewitterindizes beruhen auf der Paketmethode und gehen davon aus, dass durch die Tageserwärmung die Auslösetemperatur für Cumulusbewölkung erreicht ist. Die Indizes gelten vor allem für das Sommerhalbjahr. Advektive und diabatische Prozesse werden in den Indizes nicht berücksichtigt, da diese statisch definiert sind. Die abgeleiteten Schwellwerte beziehen sich auf den Mittleren Westen der USA. Für Mitteleuropa müssten anhand geeigneter Datensätze regionale und jahreszeitlich spezifische Schwell- werte entwickelt werden. Aufgrund der Temperaturabhängigkeit des feuchtadiabatischen Temperaturgradients entstehen Fehler, wenn konstante Schwellwerte für vertikale Gradienten verwendet werden (vgl. KO- Index).

9 A. H. Fink, A. Krüger, V. Ermert Übung Synoptik für Fortgeschrittene WS 2006/2007 K-Index Der sog. Konvektionsindex (K-Index) dient zur Einschätzung der Wahrscheinlichkeit auftretender Gewitter. Er wird folgendermaßen mit Hilfe der Temperaturen und Taupunkte verschiedener Niveaus (in hPa) berechnet: K-Index = T(850) - T(500) + T d (850) - [ T(700) - T d (700) ] 40 %); 31-35 Schauer möglich (40-60 %); 36-40 zahlreiche Schauer und Gewitter wahrscheinlich (>80%); > 40 zahlreiche Schauer und z. T. schwere Gewitter wahrscheinlich (>90%) TT-Index Etwas einfacher als der K-Index ist der Totals-Totals-Index (TT-Index) definiert: TT-Index = T(850) + T d (850) - 2 T(500) 55 zahlreiche Gewitter

10 A. H. Fink, A. Krüger, V. Ermert Übung Synoptik für Fortgeschrittene WS 2006/2007 S-Index Der S-Index ist folgendermaßen definiert: S-Index = 2 [ T(850) - T(500) ] - [ T(850) - T d (850) ] - [ T(700) - T d (700) ] - wobei =0, 2, 6 für folgende Werte von [T(850)-T(500)]: 25 K, 23-24 K, 22 K 46 zahlreiche Gewitter; 40-45 Gewitter vereinzelt möglich; 39 keine Gewitter KO-Index Der Konvektiv-Index (KO-Index) wird genutzt, um die konvektive Instabilität einer Luftmasse zu identifizieren. Er repräsentiert in etwa den mittleren vertikalen Gradienten der pseudopotenziellen Temperatur: KO-Index = 0,5 [ e (700) + e (500) ] - 0,5 [ e (1000) + e (850) ] oder falls die Stationshöhe über 1000 hPa liegt: KO-Index = 0,5 [ e (700) + e (500) ] - e (850) 6 stabil

11 A. H. Fink, A. Krüger, V. Ermert Übung Synoptik für Fortgeschrittene WS 2006/2007 Die Schichtdicke (D) zwischen zwei Druckflächen ist proportional zur virtuellen Schichtmitteltemperatur (T v ). (1) Schichtdicke Aus der Definition des Geopotentials, der hydrostatischen Gleichung und der idealen Gasgleichung lässt sich herleiten: Demnach besitzen unterschiedliche Luftmassen unterschiedliche Schichtdicken: D groß => warme Luftmasse D klein => kalte Luftmasse

12 A. H. Fink, A. Krüger, V. Ermert Übung Synoptik für Fortgeschrittene WS 2006/2007 geostrophischer Wind (v g ) im (x,y,z)-System p0p0 p 0 +p p 0 +2 p T H FpFp FcFc vgvg Voraussetzung: zonal symetrische Verteilung kalter und warmer Luftmassen, d. h. auf einer z-Fläche herrscht: niedriger Druck im kalten Bereich hoher Druck in warmer Region F c ist prop. zu v Geostrophischer Wind: Gleichgewicht zwischen Druckgradientkraft und Corioliskraft

13 A. H. Fink, A. Krüger, V. Ermert Übung Synoptik für Fortgeschrittene WS 2006/2007 geostrophischer Wind (v g ) im (x,y,p)-System Im (x,y,p)-System weht der geostrophische Wind parallel zu den Isohypsen (Linien gleicher geopotenzieller Höhe), auf der Nordhalbkugel mit den niedrigeren Werten zur Linken. Vorteile des (x,y,p)-Systems: keine Abh. von der Dichte =(z) Es gilt: und somit:

14 A. H. Fink, A. Krüger, V. Ermert Übung Synoptik für Fortgeschrittene WS 2006/2007 geostrophischer Wind (v g ) im (x,y,p)-System Im (x,y,p)-System weht der geostrophische Wind parallel zu den Isohypsen, auf der Nordhalbkugel mit den niedrigeren Werten zur Linken. Isohypse

15 A. H. Fink, A. Krüger, V. Ermert Übung Synoptik für Fortgeschrittene WS 2006/2007 thermischer Wind (v T ) Der sog. thermische Wind ist die vertikale Scherung des geostrophischen Windes, d. h. er ist die Differenz des geostrophischen Windes unterschiedlicher Höhenniveaus. p0p0 p1p1 v g0 v g1 vTvT Annahme: geostrophisches Gleichgewicht ist gültig => geostrophischer Wind

16 A. H. Fink, A. Krüger, V. Ermert Übung Synoptik für Fortgeschrittene WS 2006/2007 thermischer Wind & Schichtdicke (2) (1) v g liegt parallel zur Schichtdicke (D) Der thermische Wind (v g ) verläuft parallel zu den relativen Isohypsen mit den niedrigen Werten zur Linken. p0p0 p1p1 Fazit: v g steht senkrecht auf - p T v v g liegt parallel zur mittleren Schichtmitteltemperatur (T v ) (2).. - p T v k v g K W v g0 v g1 v g

17 A. H. Fink, A. Krüger, V. Ermert Übung Synoptik für Fortgeschrittene WS 2006/2007 thermischer Wind & Schichtdicke 0 + 0 - 0 1 - 1 +1 D+D- D= 1 - 0 D v g0 v g1 v g

18 A. H. Fink, A. Krüger, V. Ermert Übung Synoptik für Fortgeschrittene WS 2006/2007 thermischer Wind & virtuelle Schichtmitteltemperatur 0 + 0 - 0 v g0 v g1 v g T v +T v TvTv T v -T v kalt warm Westwindzone: kalte (warme) Luft liegt über tiefem (hohem) Geopotenzial => Zunahme des Windes mit der Höhe 0 + 0 - 0 v g0 v g1 v g T v -T v TvTv T v +T v warm kalt warme (kalte) Luft liegt über tiefem (hohem) Geopotenzial => Abnahme des Windes mit der Höhe

19 A. H. Fink, A. Krüger, V. Ermert Übung Synoptik für Fortgeschrittene WS 2006/2007 Warm- und Kaltluftadvektion 0 + 0 - 0 v g0 v g1 v g warm kalt Warmluftadvektion (WLA) 0 + 0 - 0 v g0 v g1 v g kalt warm Kaltluftadvektion (KLA) Rechtsdrehung des Windes mit der Höhe Linksdrehung des Windes mit der Höhe Eine Temperaturadvektion tritt nur dann auf, wenn sich Isothermen und Isohypsen schneiden.

20 A. H. Fink, A. Krüger, V. Ermert Übung Synoptik für Fortgeschrittene WS 2006/2007 Temperaturadvektion Annahme: Die Advektion von warmen oder kalten Luftmassen erfolgt lediglich durch den geostrophischen Wind (v g ) Wind. Somit wird die Temperaturadvektion wie folgt definiert: v g0 v g1 v g K W - p T Bem.: Die Temperatur (T) repräsentiert in diesem Fall die mittlere virtuelle Schichtmitteltemperatur zwischen Niveau p 0 und p 1. Der Temperaturgradient in der betrachteten Schicht lässt sich mittels des thermischen Windes bestimmen:

21 A. H. Fink, A. Krüger, V. Ermert Übung Synoptik für Fortgeschrittene WS 2006/2007 Temperaturadvektion Dementsprechend kann A T in der Schicht zwischen den Niveaus p 0 und p 1 durch das Skalarprodukt des geostrophischen Wind im unteren Niveau mit dem negativen Temperaturgradienten der betrachteten Schicht berechnet werden. Ann.: v g ändert sich linear mit der Höhe Für A T ist lediglich die Normalkomponente von v g auf - p T (=v n ) von Interesse! Für alle Windvektoren der betrachteten Schicht ist dann v n gleich und es gilt: A T -v g p T = -v g0 p T - p T v g0 v g1 v g vnvn. v g0 Für die Normalkomponente v n gilt:

22 A. H. Fink, A. Krüger, V. Ermert Übung Synoptik für Fortgeschrittene WS 2006/2007 Hodogramm Ein sog. Hodograph ergibt sich, wenn Windmeldungen (z. B. aus einem Radiosondenaufstieg) in ein Polardiagramm eingetragen werden und die Spitzen aufeinander folgender Windvektoren miteinander verbunden werden. Die Tangenten geben die Streichrichtung der Isothermen der jeweiligen Höhenniveaus an! 32 1 Kaltluftadvektion (Linksdrehung) 12 3 Warmluftadvektion (Rechtsdrehung) Hodogramme werden verwendet, um eventuell vorhandene Fronten zu identifizieren. Darüber hinaus lassen sich Aussagen über die Verteilung der Temperaturadvektion mit der Höhe treffen, wodurch die Entwick- lung der Temperaturschichtung abgeschätzt werden kann.

23 A. H. Fink, A. Krüger, V. Ermert Übung Synoptik für Fortgeschrittene WS 2006/2007 Übungsaufgaben: Übungsblatt Aufgaben 1-2 Tipp Aufgabe 2: Anleitung zur Hodogrammauswertung Abgabe: Mittwoch 10.11.2010 bis spätestens 16 MEZ