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Nächste Übung: Donnerstag, 19. November 2015, 11:45 MEZ Listen Anwesenheitsliste 7. Übung: Analyse von Wetterlagen I.

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1 Nächste Übung: Donnerstag, 19. November 2015, 11:45 MEZ Listen Anwesenheitsliste 7. Übung: Analyse von Wetterlagen I

2 Rossby-Wellen Die großräumigen, atmosphärischen Wellen auf der synoptischen bzw. planetarischen Skala werden als sog. Rossby-Wellen bezeichnet. Mit ihren Trögen und Rücken bestimmen sie die Großwetterlage und haben damit auf die Wetterentwicklung einen entscheidenden Einfluss. In einer barotropen, divergenzfreien Atmosphäre lässt sich aus dem Erhalt der absoluten Vorticity die Phasengeschwindigkeit der Rossby-Wellen herleiten (Pichler, 1986): c: Phasengeschwindigkeit u: zonaler Grundstrom fy : Wellenlänge stationäre Welle (c=0): 45°N, u=20 m s -1 => s =6950 km

3 Rossby-Wellen Rossby-Wellen bewegen sich ohne Grundstrom immer von Ost nach West. Da die meisten Rossby-Wellen kürzer als die sog. kritische Wellenlänge ( s ) sind, transportiert der Grundstrom die Wellen von West nach Ost. Zusätzlich lässt sich beobachten, dass lange Wellen die Bewegung von kurzen Wellen steuern. Häufig „reiten “ die kurzen synoptisch-skaligen Wellen auf den langwelligen, planetaren Wellen. Kurze Rossby-Wellen bewegen sich schneller gen Osten als lange Wellen, oberhalb der kritischen Wellenlänge ( s ) werden sie retrograd (rückläufig). Langwellentrog Kurzwellentrog

4 Warum bewegen sich Rossby-Wellen ohne westlichen Grundstrom von Ost nach West? Auf der Trogrückseite (Trogvorderseite) wird positive (negative) planetare Vorticity advehiert, wodurch sich der Trog (ein Rücken) auf seiner Rückseite (Vorderseite) aufbaut. f=2sin f groß f klein grad f Vorticityadvektion -v  grad f

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6 Wetterkarten: Geopotenzial Karten des Geopotenzials erlauben die Ableitung des Witterungs- charakters an einem bestimmten Ort. Mit Hilfe des Geopotenzials lassen sich lange und kurze atmosphärische Wellen erkennen und deren Verlagerung abschätzen. Mit dem Geopotenzial lassen sich Kaltluft- tropfen bzw. Cut-Offs identifizieren, die das Wetter maßgeblich bestimmen. Das Geopotenzial gibt einen Aufschluss über die Dynamik der sich darunter befindenden Luftmasse. Häufig sind folgende Beobachtungen gültig:  Trogvorderseite: zunächst WLA; im weiteren Verlauf: Hebungs- prozesse, Niederschläge, Abkühlung  Trogachse: Labilisierung durch Höhenkaltluft => Schauer und Gewitter  Rücken: Absinken; stabile Wetterlage; sonnig, im Winter oft Hochnebel  Vorderseite Kaltlufttropfen/Cut-Off: Hebung, Niederschläge

7 Wetterkarten: Geopotenzial (Bsp.: UTC) kurze Rossy-Welle sich abschnürende Kaltluft T -33°C

8 Wetterkarten: Geopotenzial (Bsp.: UTC) kurze Rossy-Welle abgeschnürte Kaltluft T -35°C

9 Wetterkarten: Geopotenzial (Bsp: Loop )

10 Wetterkarten: Bodenkarte Die Bodenkarte enthält den auf das Meeresniveau reduzierten Druck, zeigt analysierte Fronten als auch Konvergenz- oder Instabilitätslinien. Mittels der Bodenkarte lässt sich die Großwetterlage analysieren und es können Rückschlüsse auf den allgemeinen Witterungscharakter getroffen werden. Meist ist Folgendes zu beobachten:  Tiefkern: Niederschläge; starke Winde  Okklusion: Hebung; starke Niederschläge  Warmfront: Hebungsprozesse, lang anhaltende Niederschläge  Kaltfront: kurzzeitig starke Niederschläge; Rückseite: Schauer & Gewitter  Konvergenzlinie: Schauer & Gewitter  Hoch: Absinken; Inversion; stabiles Wetter; sonnig bzw. Hochnebel  Zwischenhoch/Hochkeil: Wetterberuhigung

11 Wetterkarten: Bodenkarte (Bsp.: UTC) T T T T T H H H

12 Wetterkarten: 850 hPa-Temperatur (Bsp.: UTC) -5°C 0°C IsohypsenIsothermen Ermöglicht die Abschätzung der: Bodentemperatur Art der Niederschläge Temperaturadvektion

13 Höhenströmung & Bodentiefs (x,y,z)-System: Im Bereich des Eingangsbereichs bzw. Deltas eines reibungsfreien Höhenwindfeldes ergeben sich aufgrund der Trägheit der Luftpakete Massentransporte senkrecht zu den Isobaren.  Bereiche mit Konvergenz und Divergenz Quelle: Lauer und Bendix (2003), Abb. 9.9

14 Im Bereich des Eingangsbereichs bzw. Deltas eines reibungsfreien Höhenwindfeldes ergeben sich im (x,y,z)-System Massentransporte senkrecht zu den Isobaren. Vor dem Jet-Eingangsbereich sind Coriolis- und Gradientkraft noch ausbalanciert. Im Einzugsgebiet des Jets nimmt der Druckgradient und damit die Gradientkraft kontinuierlich zu. Aus Trägheitsgründen bleibt die Windgeschwindigkeit zunächst noch konstant, so dass die Corioliskraft unverändert bleibt. Daraus überwiegt die Druckgradientkraft und der Wind erfährt eine Ablenkung in Richtung des tiefen Luftdrucks. Im Eingangsbereich des Strahlstroms entsteht somit ein Gebiet in dem Divergenz (Konvergenz) rechts (links) der Jetachse vorherrschen. Im Zentrum des Strahlstrom passt sich schließlich die Corioliskraft der Druckgradientkraft vollständig an und es herrscht wieder das geostrophische Gleichgewicht. Im Delta eines Strahlstroms führt die Trägheit der Luftpakete dazu, dass die Windgeschwindigkeit und damit auch die Corioliskarft zunächst auf hohem Niveau verharrt. Durch die Abnahme des Druckgradienten ergibt sich somit eine Ablenkung der Luftpakete in Richtung des hohen Luftdrucks. Bereiche mit Divergenz (Konvergenz) befinden sich somit links (rechts) der Jetachse. Höhenströmung & Bodentiefs

15 Einfluss der Höhenströmung auf die Tiefentwicklung Das Höhenwindfeld hat damit unmittelbar einen Einfluss auf die Vergenzen der Höhenströmung, welche wiederum die Stärke der Vertikalbewegung und die daran gekoppelte Entwicklung im Bodendruckfeld steuern. Die auf- und abwärts gerichteten Bewegungen sind deshalb räumlich und zeitlich untrennbar mit der Entstehung, Entwicklung und Verlagerung von Hoch- und Tiefdruckgebieten verbunden. Windgeschwindigkeit [kn] Sekundär-Jet Superposition: Die Divergenzen im Delta des Jets und im Eingangsbereich des Sekundär-Jets verstärken sich gegenseitig.

16 Explosive Zyklogenese Definition: Explosive Zyklogenese (Engl.: „rapid cyclogenesis “ ) Innerhalb von 24 Stunden muss der Kerndruck einer Zyklone um 24 hPa fallen. D. h. genau, der Kerndruck fällt über einen Zeitraum von 24 Stunden im Mittel um 1 hPa pro Stunde (Sanders und Gyakum, 1980). Eine Zyklone, welche sich explosiv entwickelt wird auch als Zyklonenbombe bezeichnet. Literatur: Sanders, F. und J. R. Gyakum, 1980: Synoptic-dynamic climatology of the ‘ bomb ‘. Monthly Weather Review, 108, Literatur zu explosiver Zyklogenese: Uccellini, L.W., 1990: Processes contributing to the rapid development of extratropical cyclones. In: Newton, C.W. und E.O. Holopainen: Extratropical cyclones, the Eric Palmén memorial volume. American Meteorological Society, Boston, (L AMS/NEW)

17 Entwicklung von extratropischen Zyklonen Temperaturgegensätze/Baroklinität  obertroposphärischer Strahlstrom, ggf. Sekundär-Jet  Divergenzen rechts des Jet-Eingangs- und links des Jet-Deltas Obertroposphärische Vorticity-Advektion  Hebung (-Gleichung) Geringe statische Stabilität der Atmosphäre Hohe sensible und latente Energie des Warmsektors (kann z. B. durch hohe SST-Werte verursacht werden)  Freiwerden latenter Wärme  starkes Aufsteigen  Druckfall (falls Divergenz in oberer die Konvergenz in der unteren Troposphäre überwiegt) „Dry intrusion “ (Absinken von trockenen Luftmassen aus der Stratosphäre)  potenzielle Labilität  Konvektion  Typisch für Entwicklung von Stürmen über Europa SST: „sea surface temperature “

18 Übungsaufgaben: zu bearbeiten bis Donnerstag, den 19. November 2015  Beschreibung der Wetterlage vom 19. Dezember 1991


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