14. Übung: Omegagleichung

Präsentation zum Thema: "14. Übung: Omegagleichung"—  Präsentation transkript:

1 14. Übung: Omegagleichung
Nächste Übung: Donnerstag, 10. Dezember 2015, Großer Seminarraum, 11:45 MEZ Listen Anwesenheitsliste

2 Vorticitygleichung p-System z: planetare Vorticty; t: Zeit; v: horizontaler Windvektor; f: Coriolisparameter; w: lokal zeitliche Änderung des Drucks; u: zonale Windgeschwindigkeit; v: meridionale Windgeschwindigkeit Von links nach rechts: Lokale zeitliche Änderung der relativen Vorticity Horizontale Advektion absoluter Vorticity Vertikale Advektion relativer Vorticity Divergenzterm Drehterm („Twisting“- oder „Tilting“-Term)

3 Divergenzterm der Vorticitygleichung
© Clemens Simmer, Universität Bonn Beim Zusammenströmen von Luftmassen (Konvergenz) lenkt die Corioliskraft die Luft auf der Nordhalbkugel nach recht ab und erzeugt zyklonale relative Vorticity. Beim Auseinanderströmen von Luftmassen (Divergenz) lenkt die Corioliskraft die Luft auf der Nordhalbkugel auch nach rechts ab und erzeugt antizyklonale relative Vorticity. Dieser Term ist bei großskaligen Strömungen entscheidend für die Produktion relativer Vorticity.

4 Drehterm der Vorticitygleichung
© © Clemens Simmer, Universität Bonn Umwandlung von der Wirbelgröße um horizontale Achsen in eine Wirbelgröße um vertikale Achsen. Dieser Term spielt bei großräumigen Strömungen keine wesentliche Rolle. Wichtig wird er aber auf kleinen Skalen, wie beispielsweise bei der Entstehung von Tornados. Auch bei der Entstehung von Genuazyklonen ist er wichtig.

5 Das quasi-geostrophische System
Vertikalbewegungen sind von entscheidender Bedeutung für das Wettergeschehen, da sie beispielsweise durch Abkühlung zur Wolken- und Niederschlagsbildung beitragen. Die quasi-geostrophische Diagnostik gibt eine Erklärung für die großräumigen Vertikalbewegungen und einen Einblick in die Dynamik der atmosphärischen Strömung. Es zeigt sich, dass vor allem die Vergenzen in der Höhenströmung ausschlaggebend für das Vorzeichen und die Stärke der Vertikalbewegung sind, sowie auch für die daran gekoppelten Entwicklungen im Bodendruckfeld. Die auf- und abwärts gerichteten Bewegungen sind deshalb räumlich und zeitlich untrennbar mit der Entstehung, Entwicklung und Verlagerung von Hoch- und Tiefdruckgebieten verbunden. Die quasi-geostrophische Theorie geht davon aus, dass die Atmosphäre jederzeit nach einem Gleichgewicht zwischen Massen-, Druck- und Windfeld strebt. Es werden hydrostatische Verhältnisse und eine Balance zwischen dem Vorticity- und Druckfeld angenommen. Annahmen: b-Flächen-Approximation (konstanter Coriolisparameter), synoptische Raum- und Zeitskala (großräumige Strömungen), ...

6 Das quasi-geostrophische System
Im Folgenden wird das quasi-geostropische System verwendet. Mit Hilfe dieses System lassen sich die Vergenzen, d. h. ebenso das Aufsteigen und Absteigen, von großräumigen Strömungen erläutern. Das quasi-geostrophisch System nimmt an, dass zu jedem Zeitpunkt die Atmosphäre ein Gleichgewicht zwischen Massen-, Druck- und Windfeld anstrebt und aufrecht erhält. Angenommen wird deshalb das hydrostatische Gleichgewicht und das Gleichgewicht zwischen den Druck- und Vorticityfeldern. Aus diesem Grund ist die Vorticity bzw. die Vorticitygleichung sehr bedeutend. Angenommen wird ebenfalls eine geostrophische Approximation der relativen Vorticity: Mit f0: Coriolisparameter an einer geographischen Breite Δ=∇2: horizontaler Laplaceoperator (zweite Ableitungen in Richtung x und y) F: Geopotential

7 Geostrophische Balance zwischen Vorticity & Geopotential
Der horizontale Laplaceoperator bedeutet, dass die geostrophische genäherte relative Vorticity direkt mit der Krümmung des Geopotentialfeldes, d. h. der Druckflächen, verknüpft ist. Das bedeutet wiederum, dass aus der Krümmung einer Druckfläche die Wirbelstärke bestimmt werden kann. Druckflächen mit einem Höhentief („Delle“ im Geopotentialfeld) bzw. einem Höhenhoch („Aufwölbung“ der Druckfläche) besitzten also Windfelder mit zyklonaler bzw. antizyklonaler relativer Vorticity. Die Vorticity von Luftmassen ist also gemäß dem quasi-geostropischen System genau mit der Krümmung von Druckflächen abgestimmt. Das Vorticityfeld steht mit dem Druckfeld in geostrophischer Balance. Verändert sich also die Vorticity, dann muss entsprechend die Krümmung der Druckflächen bzw. das Geopotentialfeld angepasst werden. Forum.graphisoft.de Delle: wissen.de © wissen.de © forum.graphisoft.de

8 Geostrophische Balance zwischen Vorticity & Geopotential
In Gebieten, in denen die isobaren Flächen „eingedellt“ sind (positive Krümmung), besitzt das Windfeld zyklonale relative Vorticity. In Gebieten in denen die isobaren Fächen „aufgewölbt“ sind (negative Krümmung), besitzt das Windfeld eine antizyklonale relative Vorticity. Das Geopotential- bzw. Druckfeld steht in geostrophischer Balance mit dem Vorticityfeld.

9 Quasi-geostrophische Vorticitygleichung
Als nächstes wird die Vorticitygleichung quasi-geostropisch approximiert und vereinfacht. Es ergibt sich die quasi-geostrophische Vorticitygleichung: mit Die lokal zeitliche Veränderung der geostrophisch approximierten Vorticity wird also durch die geostrophische Advektion absoluter Vorticity und durch Vergenzen des Horizontalwindes bestimmt. Verändert sich die Krümmung einer Druckfläche dann kann an einem bestimmten Ort die passende Vorticity durch Advektion und durch Vergenzen hergestellt werden. D. h. reicht die Advektion von absoluter Vorticity nicht aus um die geostrophische Balance herzustellen, kommt es zur Horizontalkonvergenz oder –divergenz, wodurch Luftmassen zum Auf- oder Absteigen bewegt werden.

10 Die -Gleichung Mit Hilfe des quasi-geostrophischen Systems lässt sich die sog. Omega-gleichung herleiten. Diese Gleichung erlaubt es herauszufinden welche großskaligen Antriebe zum Aufsteigen und Absinken von Luftmassen führen. Annahmen: Die Vertikalgeschwindigkeit verschwindet am Boden und am Oberrand der Atmosphäre w ist als Sinusfunktion beschreibbar. Dann ergibt sich folgende Proportionalität: Term A Term B Term C Term D Mit: R: universelle Gaskonstante; cp: spezifische Wärmekapazität bei konstantem Druck; T: Temperatur; H: diabatische Wärmezufuhr

11 Die -Gleichung Term A Term B Term C Term D Term A: w ~ -w Term B: Höhenabhängigkeit der Advektion absoluter Vorticity (differentielle Vorticityadvektion) => Zusammenhang mit Rossby-Wellen Term C: Horizontale Unterschiede bzgl. der Stärke der Temperatur-/Schichtdickenadvektion Term D: Horizontale Unterschiede in Bezug auf die diabatische Wärmezufuhr D. h. das großskalige Aufsteigen und Absteigen von Luftmassen tritt im Zusammenspiel mit atmosphärischen Wellen, der Temperaturadvektion und diabatischen Wärmezufuhr auf.

12 Die -Gleichung Term A Term B Term C Term D Term B:
Höhenabhängigkeit der Advektion absoluter Vorticity (differentielle Vorticityadvektion) => Zusammenhang mit Rossby-Wellen Aufsteigen entsteht in Gebieten wenn: die positive absolute Vorticityadvektion mit der Höhe anwächst die negative absolute Vorticityadvektion mit der Höhe abnimmt In diesen Fällen gilt: Term B < 0 => w < 0  w > 0  Aufsteigen Die erste Bedingung ist auf der Vorderseite von Kurzwellentrögen gegeben. Da die absolute Vorticity im Bereich der Trogachse ihr Maximum aufweist, wird auf der Trogvorderseite zyklonale absolute Vorticity advehiert. Die Advektion nimmt aufgrund der starken Höhenwinde des Polarjets mit der Höhe zu. Absinken gibt es in Gebieten wenn: die negative absolute Vorticityadvektion mit der Höhe anwächst die positive absolute Vorticityadvektion mit der Höhe abnimmt

13 Term B: physikalische Interpretation (Teil I)
Die -Gleichung Term B: physikalische Interpretation (Teil I) Annahme: kurze, sich nicht in der Amplitude verändernde, barokline Welle, bei der keine Temperaturadvektion auftritt, d. h. Temperatur- und Geopotenzialwelle sind in Phase Grundstrom und Vorticityextrema gewinnen mit der Höhe an Stärke planetare Vorticityadvektion ist vernachlässigbar  Trogvorder- (rück)seite: positive (negative) Vorticityadvektion  Aufsteigen (Absinken) nach -Gleichung Quelle: die adiabatische Abkühlung bei der Aufwärtsbewegung trägt zur Abnahme des Geopotenzials bei

14 Term B: physikalische Interpretation (Teil II)
Die -Gleichung Term B: physikalische Interpretation (Teil II) Trogvorderseite (Rückseite analog): quasi-geostrophische Vorticity- gleichung die allein aus der Advektion der absoluten Vorticity resultierende lokale Wirbeltendenz ist in der unteren (oberen) Troposphäre kleiner (größer) als die auf den jeweiligen Potentialfall abgestimmte geostrophische Vorticityänderung Verstärkung (Abschwächung) der Vorticity durch Konvergenz (Divergenz) [vgl. Eisläufer] Aufsteigen divergenzfreies Niveau (~500 hPa) Erhaltung der geostrophischen Vorticitybalance ohne Vergenzen Quelle:

15 Die -Gleichung Term A Term B Term C Term D Term C:
Horizontale Unterschiede bzgl. der Stärke der Temperatur-/Schichtdickenadvektion Aufsteigen herrscht in Gebieten: mit der relativ stärksten Warmluftadvektion => präfrontales Aufgleiten vor Warmfront mit der relativ schwächsten Kaltluftadvektion Dann gilt: Term C < 0 (Maximum => 1. Ableitung = 0; 2. Ableitung < 0) => w < 0  w > 0  Aufsteigen Absinken herrscht entsprechend in Gebieten: Mit der relativ stärksten Kaltluftadvektion => postfrontale Subsidenz nach Kaltfrontdurchzug Mit der relative schwächsten Warmluftadvektion

16 Die -Gleichung Term A Term B Term C Term D Term D:
Horizontale Unterschiede in Bezug auf die diabatische Wärmezufuhr Aufsteigen herrscht in Gebieten mit: der relativ stärksten Wärmezufuhr => Freiwerden latenter Energie, Wärmeflüsse aus warmen Ozean, solare Strahlung (Hitzetiefs) einem relativ schwächsten Wärmeentzugs Dann gilt: Term D < 0 => w < 0  w > 0  Aufsteigen Absinken entsteht in Gebieten mit: dem relativ stärksten Wärmeentzug => Winter: Nettostrahlungsverluste (Kältehoch) der relativ schwächsten Wärmezufuhr „Relativ“ bezieht sich auf die horizontale Umgebung, d. h. beispielsweise ist die Warmluftadvektion in einer bestimmten Region maximal.

17 Term C/D: physikalische Interpretation
Die -Gleichung Term C/D: physikalische Interpretation Antrieb durch Temperaturadvektion (gilt analog für diabatische Wärmezufuhr) Gebiete mit relativ stärkster Warmluft-advektion [relativ: im Vergl. zur Umgebung] Schichtdicke wächst im Vergleich zur Umgebung am stärksten an vertikale Streckung der Luftsäule, auf- wärts zunehmende Aufwölbung und negative Krümmung der Druckflächen nimmt zu Quelle: quasi-geostrophische Therie: Veränderung der Vorticity quasi-geostrophische Vorticitygleichung: Divergenz muss mit der Höhe zunehmen (falls keine Vorticityadvektion auftritt) mittlere Troposphäre: ausgleichende Luftbewegung durch Aufsteigen untere Troposphäre: Massenverlust  Potenzialfall  Konvergenz

18 Die -Gleichung Holton, J. R., 1994: An Introduction to Dynamic Meteorology. San Diego, 535 S. (L HOL 4) Kurz, M., 1990: Synoptische Meteorologie. Leitfäden für die Ausbildung im Deutschen Wetterdienst Nr. 8. Offenbach/Main, 97 S. (L DWD VIII) Pichler, H., 1997: Dynamik der Atmosphäre. Heidelberg, Berlin, Oxford, 572 S. (L PICH)  Tutorial  die Antriebe für Vertikalbewegungen

19 Zu bearbeiten bis Donnerstag, den 10.12.2015
Übungsaufgaben: Zu bearbeiten bis Donnerstag, den Analyse der Wetterlage vom Besprechung der Xynthia-Übungsaufgabe