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Und es regnet doch im Warmsektor! Ein kritischer Rückblick auf alte und neue Konzepte der Synoptik von Manfred Kurz.

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Präsentation zum Thema: "Und es regnet doch im Warmsektor! Ein kritischer Rückblick auf alte und neue Konzepte der Synoptik von Manfred Kurz."—  Präsentation transkript:

1 Und es regnet doch im Warmsektor! Ein kritischer Rückblick auf alte und neue Konzepte der Synoptik von Manfred Kurz

2 Der in der Synoptik tätige Meteorologe benötigt Konzepte und Modellvorstellungen, um das aktuelle Wetter klassifizieren und seine mutmaßliche Weiterentwicklung diagnostizieren zu können. Im Vortrag werden behandelt - die Darstellung der Zyklonenentwicklung durch die Bergener Schule, - die Vorstellungen zur Divergenzverteilung in der Höhe von Scherhag und Bjerknes, - die Entwicklungstheorie von Sutcliffe, - Vorticity- und Temperaturadvektion als Antrieb für Vertikalbewegungen nach der Omega-Gleichung, - die Q-Vektor-Form der Omega-Gleichung, - ein universell einsetzbares quasi-geostrophisches Diagnose-Schema, - das Entwicklungsmodell von Petterssen und - das IPV-Konzept für die Zyklogenese nach Hoskins et al….

3 …und es wird die Frage geklärt, warum es im Warmsektor einer Zyklone durchaus regnen kann !

4 Die erste tägliche Wetterkarte der Deutschen Seewarte

5

6 Die Bergener Schule (J.Bjerknes, Solberg et al.) gab in den Jahren ab 1919 die erste komplette Beschreibung der Zyklonenentwicklung über dem Nordatlantik und Westeuropa. Sie be- nutzten dabei das Konzept der imma- teriellen Frontfläche bzw. Frontlinie zwischen den unterschiedlich tempe- rierten Luftmassen, das 1905 Margules eingeführt hatte. Zur Zyklogenese kommt es, wenn sich an der Polarfront, der zunächst zonal orientierten Frontlinie zwischen Polar- luft und Tropikluft, eine Wellenstörung bildet und instabil wird. Der durch Warm- und Kaltfront gebildete Warm- sektor der Zyklone wird dabei immer mehr eingeengt, bis sich zum Schluss eine gemeinsame Frontlinie bildet, die Okklusionsfront genannt wird.

7 Das Frontenkonzept der Bergener Schule wurde von den Synoptikern übernommen und wird auch heute noch – weitgehend ohne Modifikationen - bei der Analyse der Bodenwetterkarten benutzt. Man kann das mit dem Maßstab der verwendeten Karten rechtfertigen. Denn obwohl es in der Atmosphäre keine Frontflächen gibt, sind die Frontalzonen zwischen den Luftmassen häufig so gut ausgeprägt, dass sie im Maßstab der Karten linienhaft erscheinen. Ihre Verlagerung kann dann gut verfolgt und für Kürzestfrist-Vorhersagen extrapoliert werden. Position der Bodenfronten und des Tiefkerns bei der Entwicklung des Orkan- tiefs Anatol vom 02. bis

8 Der Hauptnachteil dieses Kon- zepts ist die völlig unbefriedigen- de Darstellung und Erklärung der Vertikalbewegungen. Höher reichende Bewölkung mit Nie- derschlag soll sich nur durch Aufgleiten der Warmluft über die Kaltluft entlang der vorwärts geneigten Warmfront sowie durch Heben der Luft über der keilförmig vorstoßenden Kalt- front bilden. Innerhalb des Warmsektors ist demnach keine Hebung und keine zu stärkerem Niederschlag führende Wolken- bildung möglich. Allenfalls Sprühregen aus niedriger Schichtbewölkung wird dort als möglich betrachtet.

9 Das trifft natürlich nicht zu, wird aber auch heute noch in aktuellen Büchern – populärwissenschaftlichen Schriften wie auch Lehrbüchern – als gültige Auffassung präsentiert. So z.B. in dem Physik-Lehrbuch von 1974 (links) und in dem Buch über Flugmeteorologie von 1998 (rechts)!

10 , 00 UTC , 12 UTC , 00 UTC Hier ein Beispiel! Die Abbildungen zeigen eine Wetterlage, bei der es im Verlauf einer Zyklonenent- wicklung nicht nur an den Bodenfronten und auf ihrer kalten Seite… …zu Niederschlägen kommt, sondern gerade auch im Warmsektor von vielen Stationen leichter bis mäßiger Regen gemeldet wird.

11 , 00 UTC , 12 UTC , 00 UTC Die IR-Satellitenbilder von METEOSAT spiegeln die Veränderung des Niederschlagsgebiets wider: Aus dem anfangs zonal orientierten Wolkenband ent- wickelt sich bis zum Mittagstermin eine Kommaform der hochreichenden Bewölkung, die in den folgenden zwölf Stunden in meridionaler Richtung gestreckt wird. Auffällig ist das Vorschieben einer Zunge trockener Luft bis über den Tiefkern und das Innere des Warm- sektors bis zum Mittagstermin. Diese trockene Luft findet man zwölf Stunden später hinter der Okklusions- front wieder.

12 Hier die Mittags- karte im Detail! Nach Aussagen eines inzwischen verstorbenen älteren Kollegen hätte ich an gewissen Dienststellen des DWD in den Fünfziger Jahren die Beobach- tungen mit Regen im Warmsektor nicht akzeptieren, sondern als Sprüh- regen deklarieren müssen! Frei nach dem Motto: Weil nicht sein kann, was nicht sein darf…

13 Scherhag war einer der ersten, der darauf hinwies, dass auch im Warmsektor eine Hebung der Luft stattfinden und Regen fallen könne – und zwar ausgelöst durch horizontale Divergenzen als Folge ageostrophischer Querbewegungen in den Konfluenz- und Diffluenzzonen der Höhenströmung (1934).

14 Wenig später (1937) machte J.Bjerknes auf die Vergenzen in den Wellen der Höhenströmung aufmerksam, die daraus resul- tieren, dass die Winde in den Trögen subgeostrophisch, in den Rücken dagegen supergeo- strophisch sind. In Wellen mit überlagerter Konfluenz und Diffluenz können sich beide Effekte verstärken – wie unten dargestellt. Zyklonenmodell von Bjerknes und Holmboe (1944)

15 Für Entwicklungen in Bodennähe bedarf es oberer Vergenzen, die die untere Druckänderung bestimmen, und entgegengesetzter unterer Vergenzen für die korrespondierende Vorticity- Änderung. Sutcliffe (1939 ff.) betrachtete die Differenz D zwischen oberer und unterer Divergenz. Sie ist positiv bei Zykloge- nese (C) und negativ bei Antizyklogenese (A). Unter Be- nutzung der Vorticitygleichung und mit der Annahme, dass sich die Schichtdicke hauptsächlich durch Advektion än- dert, ergibt sich D = -V T /f δ/δs ( 2ζ o + ζ T ) Es folgt: 1. Die Entwicklung ist der Größe des thermischen Winds, d.h. der Baroklinität, proportional. 2. Entwicklung setzt ein, wenn entweder die Vorticity des Bodenfelds oder die thermische Vorticity ein Gefälle in Richtung des thermischen Winds aufweist. 3. C bei positiver, A bei negativer Advektion der Vorticity mit dem thermischen Wind. Thermische Konfluenz/Diffluenz Thermische Welle ζ o + ζ T +

16 In der Folgezeit wurde immer mehr das Vorticityfeld in den Mittelpunkt der synoptischen Diagnose gestellt. Da in der Höhe die Wellen und Kon- fluenz-/ Diffluenz-Zonen von hinten nach vorn durchströmt werden, ergibt sich eine klare Korrelation zwischen positiver Vorticityadvektion (PVA) und Divergenz und zwischen nega- tiver Vorticityadvektion (NVA) und Konvergenz sowie zu He- bung bzw. Absinken in den Schichten darunter.

17 Neben diesen dynamischen Effekten beeinflussen aber auch thermische Effekte die Verteilung der Vergenzen und Vertikal- bewegungen. Wie die Skizze demonstriert, wird im Bereich der stärksten advektiven oder diabatischen Erwärmung Hebung mit oberer Divergenz und unterer Konvergenz ausgelöst, im Bereich der stärksten advektiven oder diabatischenAbkühlung Absinken mit oberer Konvergenz und unterer Divergenz. ErwärmungAbkühlung

18 Diese Effekte findet man wieder in der Omega-Gleichung, die die drei- dimensionale Verteilung der Vertikalgeschwindigkeit beschreibt. Sie enthält in ihrer quasi-geostrophischen Form zwei Antriebsterme, nämlich die vertikale Variation der Vorticityadvektion und den Laplace der Temperaturadvektion. Ein Antrieb für Hebung resultiert bei -aufwärts zunehmender positiver Vorticityadvektion (PVA) u./o. -im Bereich der relativ stärksten Warmluftadvektion (WLA). Ein Antrieb für Absinken ergibt sich bei -aufwärts zunehmender negativer Vorticityadvektion (NVA) u./o. -im Bereich der relativ stärksten Kaltluftadvektion (KLA). Bei Berücksichtigung diabatischer Wärmeübergänge ergibt sich zusätzlich: Ein Antrieb für Hebung im Bereich der relativ stärksten dia- batischen Erwärmung, ein Antrieb für Absinken im Bereich der relativ stärksten diabatischen Abkühlung.

19 Vorticity- und Temperaturadvektion können sich in ihrer Wirkung auf das Vertikalbewegungsfeld natürlich kompensieren. Deshalb ist es sinnvoll,eine Alternativform der Omega-Gleichung zu ver- wenden, die von Hoskins et al. (1978) abgeleitet wurde. Sie be- nutzt den Q-Vektor, der für ein Partikel die zeitlichen Änderungen des Temperaturfelds in einer geostrophischen Strömung be- schreibt. Hebung wird ausgelöst bei Konvergenz, Absinken bei Divergenz von Q. 700 hPa-Analyse vom , 00 UTC, mit Isohypsen und Isothermen (links) und Q-Vektoren sowie Q-Vektor-Divergenz (rechts). Aus Hoskins und Pedder 1980.

20 Für das physikalische Verständ- nis ist es sinnvoll, den Q-Vektor in seine Komponenten parallel zu den Isothermen (Q s ) und senk- recht dazu (Q n ) aufzuspalten. Q s beschreibt Änderungen des Temperaturfelds durch Rotation, während Q n Betragsänderungen des Temperaturgradienten wider- spiegelt und damit frontogene- tische bzw. frontolytische Effekte im Windfeld anzeigt. Analog dazu kann man das Gesamtforcing FQ aufspalten. FQ s wird wirksam, wenn die Vorticity längs den Iso- thermen variiert, und zeigt He- bung bzw. Absinken bei positiver bzw. negativer Vorticityadvektion mit dem thermischen Wind an (SutcliffeForcing). FQ n beschreibt die thermisch direkten bzw. in- direkten zirkulatorischen Vertikal- bewegungen bei Frontogenese bzw. Frontolyse. QsQs QnQn

21 Für die synoptische Diagnose ist es somit unabdingbar, die genannten dynamischen und thermischen Effekte sowie den Antrieb für Vertikalbewegungen so gut wie möglich zu erfassen. Dazu bedarf es Hilfsmittel wie Karten der Vorticity- und Temperaturadvek- tion bzw. der Q-Vektor-Divergenz und eines Diagnose-Schemas, das die Wechselwir- kung zwischen oberer und unterer Tropo- sphäre wiedergibt.

22 Schema des zur Diagnose ver- wendeten Zweischichtenmodells mit Vertikalbewegungen und korrespondierenden Vergenzen Niveau 1 (obere Troposphäre, Jetstream-Niveau) Z in Gebieten mit A in Gebieten mit - PVA - NVA - maximierter KLA - maximierter WLA - max. diabat. Abkühlung - max. diabat. Erwärmung Niveau 3 (untere Troposphäre, Boden) Z in Gebieten mit A in Gebieten mit - PVA in der Höhe - NVA in der Höhe - maximierter WLA - maximierter KLA - max. diabat. Erwärmung - max. diabat. Abkühlung Z lokalzeitliche Vorticity- zunahme gekoppelt mit (zumindest relativem) Geopotential-Fall A lokalzeitliche Vorticity- abnahme gekoppelt mit (zumindest relativem) Geopotential-Anstieg

23 Die quasi-geostrophische Diagnose erlaubt z.B. die Beantwortung der Frage, welches der beiden neben- stehend abgebildeten Tiefdruckge- biete sich weiter entwickeln kann und welches nicht. Von dem weit offenen Warmsektor ausgehend, müssten gemäßdem Entwicklungs- schema derBergener Schule eigentlich beide Zyklonen eine In- tensivierung erfahren!

24 Schichtdickenadvektion 500/1000 hPaVorticityadvektion 500 hPaOemga-Forcing 700 hPa Ergebnis: Beide Tiefdruckgebiete verlagern sich durch den zyklogenetischen Effekt der WLA in östliche Richtung. Der zyklogenetische Effekt der oberen PVA wirkt beim oberen Tief fast nur vorderseitig des Tiefkerns, beim unteren Tief dagegen auch über dem Kern und seiner Rückseite. Analoges gilt für den Hebungsantrieb. Fazit: Das obere Tief kann sich nicht weiter entwickeln, während beim un- teren Tief eine rasche Intensivierung zu erwarten ist!

25 Besonders wichtig ist die mit Divergenz verbundene PVA in der Höhe bei einer Zyklogenese, die ausgelöst wird, wenn sich ein oberes Vorticitymaximum einer langsamer wandernden unteren Frontalzone oder einem Wellentief nähert und überlagert. Dieser Prozess wurde erstmals von PETTERSSEN (1956) beschrieben.

26 Eine solche Entwicklung wird durch typische Signaturen im Satellitenbild (Cloud head – dry slot) angezeigt. Der Vergleich der Bodenanalyse mit den Satellitenbildern erlaubt deshalb eine von den Modellen unabhängige Vor- hersage im Nowcasting-Scale!

27 Ein gutes Beispiel für eine Zyklogenese nach dem Petterssen-Schema ist die eingangs schon gezeigte Entwicklung des Orkantiefs Anatol am Dezember Nachdem sich an der Warmfront eines west- atlantischen Tiefs eine nordostwärts wandernde Welle gebildet hatte, kam es zu deren heftiger Vertiefung, als sich von der Davisstraße her ein in einen Höhentrog eingebettetes Vorticitymaximum mit vorder- seitiger PVA der Welle immer mehr näherte und überlagerte.

28 , 12 UTC , 00 UTC , 12 UTC Die Satellitenbilder (oben WV, unten IR) spiegeln mit dem Vorschieben einer Zunge trockener Luft die Annäherung des oberen Vorticitymaximums direkt wider. Die Temperaturzunahme im WV-Kanal (roteFarbe) zeigt das Absinken dieser z.T. aus der unteren Stratosphäre stammenden Luft an. Zum Schluss erfüllt diese Luft fast den gesamten Bereich über dem unteren Orkanwirbel.

29 Dem Petterssen-Schema entspricht das von Hoskins, McIntyre und Robertson 1985 entwickelte Konzept für eine Zyklogenese, die bei Annäherung einer oberen IPV-Anomalie an eine untere Frontalzone ausgelöst wird. Das Bild darf aber nicht wörtlich genommen werden: Die zyklonale Rotation in Bodennähe entsteht natürlich nicht direkt unter der oberen Anomalie, sondern durch Hebung und untere Konvergenz vorderseitig davon!

30 IPV on 320 K (blue ) ; EPT 850 hPa (red) , 00 UTC , 12 UTC , 00 UTC , 12 UTC , 00 UTC

31 Nun zurück zu der Wetterlage vom 20./21.Oktober 1986, bei der es im Warmsektor einer sich vertiefenden Zyklone ver- breitet zu Regenfällen kam!

32 Anhand der numerischen Ana- lysen von Geopotential und Tem- peratur für 500 hPa (oben) und 700 hPa (unten) ist zunächst festzu- stellen, dass die Baroklinität keinesfalls vollständig in definier- ten Frontalzonen konzentriert ist, sondern dass auch in der Luft des Warmsektors wie in der Kaltluft nördlich des Tiefs horizontale Temperaturunterschiede exis- tieren. Außerdem sieht man, dass die Iso- thermen in der mittleren Tropo- sphäre flacher verlaufen als die Bodenfronten und diese somit deutlich kreuzen , 12 UTC

33 Aus dieser Anordnung der Baroklinität resultiert, dass Bodentief und Warmsektor mit nach oben zunehmender Geschwindigkeit überströmt werden. Das wird durch die oben wiedergegebenen Relativstromlinien für 300 hPa (links) und 500 hPa (rechts) be- stätigt. Mit dieser Relativströmung konnte zum einen das zunächst weit stromauf gelegene obere Vorticitymaximum immer näher an das untere Tief heranrücken, zum anderen die hochreichende Bewöl- kung von der kalten Seite der Bodenfronten her über den Warm- sektor hinweg nach vorn verfrachtet werden.

34 Advektion der absoluten Vorticity In 300 hPa (oben) und 700 hPa (unten) Aus der Baroklinität folgt auch eine verti- kale Änderung der Vorticityadvektion (hier zwischen 700 und 300 hPa verglichen) und damit gemäß der Omega-Gleichung ein An- trieb für Vertikalbewegungen (für 500 hPa): Ein kräftiger Antrieb für Hebung (dargestellt durch positive Werte) ergibt sich für das Tief und seine Rückseite, aber auch für das In- nere des Warmsektors, ein Antrieb für Ab- sinken (dargestellt durch negative Werte) u.a. für den äußeren Teil des Warmsektors. Omega-Forcing durch vertikal unterschiedliche Vorticityadvektion

35 Schichtdickenadvektion 300/700 hPaOmega-Forcing durch Laplace der Schichtdickenadvektion Vor dem Tief und seiner Warmfront herrscht starke WLA, hinter dem Tief und der Kaltfront starke KLA – hier dargestellt als Schichtdickenadvektion zwischen 300 und 700 hPa. Relativ starke WLA ist auch über dem Warm- sektor festzustellen. Dementsprechend resultiert aus den horizontalen Unterschieden der Schicht- dickenadvektion ein starker Antrieb für Hebung in 500 hPa östlich vom Tief und dem kernnahen Teil der Warmfront, aber auch über dem gesamten Warmsektor. Ein Antrieb für Absinken ergibt sich westlich vom Tief und hinter der Kaltfront.

36 Omega-Forcing durch vertikal unter- schiedliche Vorticityadvektion Omega-Forcing durch Laplace der Schichtdickenadvektion Gesamtforcing für 500 hPa Im Gesamtforcing findet man einen An- trieb für Hebung über dem Tief und östlich davon, aber auch über dem gesamten Warmsektor sowie nördlich vom Tief im Bereich der kälteren Luft. Ein Antrieb für Absinken wird erst west- lich vom Tief wirksam.

37 Wenn man den Effekt der oberen Relativströmung bedenkt, durch den die rückseitig des Tiefs abgesunkene und damit ausgetrocknete Luft nach vorn in den Hebungsbereich über dem Tief verfrachtet wird, ist das Feld des Omega-Forcing für 500 hPa in guter Übereinstimmung mit dem Satellitenbild. FQ s FQ n FQ

38 FAZIT(1): 1.Die Diagnose-Verfahren auf Basis des quasi-geo- strophischen Gleichungssystems beschreiben die synoptischen Strukturen und Prozesse befriedigend genau – weitaus genauer als die Original-Schemata der Bergener Schule. 2. Aufgrund der hohen Qualität, die die numerische Wettervorhersage inzwischen erreicht hat, werden diese Verfahren in der Praxis kaum mehr benötigt. Sie erlauben aber nicht nur ein physikalisch kor- rektes Verständnis der Wettervorgänge, sondern auch der Modellsimulation. Deshalb sollten sie auch in Zukunft zentraler Bestandteil der Vorlesung Synoptische Meteorologie bleiben.

39 FAZIT (2): 3. Die nachfolgend gezeigten Conceptual models der quasi-geostrophischen Diagnose sollten endlich auch in den Schulbüchern und relevanten Lehrbüchern die Uralt-Schemata der Bergener Schule ersetzen! Sie erklären auch, dass es – wie beobachtet – im Warmsektor einer Zyklone durchaus regnen kann!

40 Lebenslauf einer Polarfrontzyklone mit Bodenfronten und Stromlinien des geostrophischen Winds in Boden- nähe. Die einzelnen Entwicklungs- stadien folgen im Abstand von etwa 12 Stunden aufeinander. (Nach Kurz 1990)

41 Verlauf der Höhenströmung (mittlere und obere Tropo- sphäre) während der ver- schiedenen Stadien einer Zyklonenentwicklung (Nach Kurz 1990). Isothermen der gesamttropo- sphärischen Mitteltemperatur

42 Schema von Zyklogenese und Antizyklogenese in einer labilen baroklinen Welle Oben Horizontalprojektion mit geostrophi- schen Stromlinien der Höhenströmung (dünn ausgezogen), Stromlinien der Strömung in Bodennähe (dick ausgezogen) und Isothermen der Mitteltemperatur (rot). In der Mitte Vertikalschnitt mit Verteilung der ageostrophischen Windkomponenten. Strichliert Trog- und Rückenachsen. PVA positive, NVA negative Vorticityadvektion; WLA Warmluft-, KLA Kaltluftadvektion. Unten Vertikalschnitt mit Verteilung von Horizontaldivergenz und Horizontal- Konvergenz. (Nach Kurz 1990)

43 Vertikalschnitte durch das Frontensystem einer sich entwickelnden Zyklone (entsprechend den Stadien c-e in den vorigen Abbildungen). Die Pfeile stellen Relativbewegungen dar in einem mit der Zyklone mitwandernden Koordinaten- system. Vertikalschnitte über die Spitze des Warmsektors hinweg vom , 12 UTC

44 Ich danke Ihnen für Ihre Aufmerksamkeit!


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