Clemens Simmer

Clemens Simmer

Einführung

in die Meteorologie (met210)

- Teil V: Synoptik

2

V Synoptische Meteorologie

Synoptik ist die Zusammenschau der Wettervorgänge in Raum und Zeit mit dem Ziel der Wetteranalyse und

Wettervorhersage. Die Synoptik ist Teil der Angewandten Meteorologie.

1. Allgemeines

- Definitionen

- Darstellungsweisen

- dreidimensionale Sicht – thermischer Wind 2. Synoptische Systeme mittlerer Breiten

- verschiedene Skalen

- Frontentheorien

V.1 Allgemeines zur Synoptik

• Definition und Grundlagen

– Definition

– wissenschaftliche und technische Grundlagen – Geschichte

• Darstellung synoptischer Felder

– Bodenkarten – Höhenkarten – Stationsmodell

• Thermische Verknüpfung von Boden- und Höhenwetterkarten

– thermischer Wind

• Barotrope und barokline Felder

4

V.1.1 Definition und Grundlagen

• Synoptik: Zusammenschau der 4D-Verteilung der meteorologischen Parameter mit dem Ziel der

Wetteranalyse und der Prognose.

• Wetteranalyse umfasst die 4D-Verteilung aller meteorologischen Größen im Sinne einer

Prozessanalyse.

• Prognose erfordert

– quasi-Echtzeitverfügbarkeit globaler Daten in den nationalen oder internationalen Vorhersagezentren

– meteorologischen (synoptischen) Sachverstand

– und/oder Prognosemodelle (Nutzung von Erkenntnissen der theoretischen Meteorologie, Atmosphärenphysik und -chemie, Hydrologie, …, numerische Mathematik und Informatik

Synoptische Skala

1000 km 100 km

• Auflösung von Tiefdruckgebieten

(einschließlich Fronten) und Hochdruckgebieten

• andere Größenordnungen - U ~ 10 m/s

- T ~ h – d

• zwischen globaler Skala und Mesoskala

• notwendiges

Beobachtungsnetz:

- < 50 km - ~ 3 h

6

Beobachtungssysteme

• in quasi-Echtzeit verfügbare klassische Messungen

• Klimamessnetze

• Fernerkundungsverfahren

Beobachtungssysteme (1)

• per Global Telecommunication System (GTS) in quasi- Echtzeit verfügbar

– synoptische Stationen (1 pro 40 km, Land und Volontary Observin Ships, VOS)

• Druck, Temperatur und Feuchte in 2 m, Wind in 10 m Höhe

• Niederschlagsmessung (Ablesung nur 6 und 18 UTC)

• Maximum- (18 UTC) und Minimumtemperatur (6 UTC)

• Wolkenbeobachtungen und allgemeine Wetterbeobachtungen

• um 00, 03, 06, …UT global gleichzeitig

– aerologische Stationen (1 pro 200 km, vorw. Land, Wetterschiffe)

• T(z), p(z), RH(z), ff(z), dd(z)

• um 00, 06, 12, 18 UT (viele auch nur 00)

– asynoptisch teilweise über GTS in Echtzeit verfügbar

• Flugzeugmessungen (T(z), p(z))

• Satelitenmessungen (fast alle Parameter mit unterschiedlicher Qualität)

8

Beobachtungssysteme (2)

• ca. 1 x pro Monat verfügbar, u.A. für Validierung

– Klimastationen (1 pro 20 km, Land und Voluntary Observing Ships (VOS))

• alle meteorologischen Parameter ähnlich synoptische Stationen

• Beobachtungszeiten an Lokalzeiten orientiert

– Niederschlagsmessnetz (1 pro 10 km über Land)

• nur Tagessummen

• werden stark ausgedünnt

• zunehmend Ersatz durch in Echtzeit meldende zeitlich hochauflösende Regenmesser, z.B. zur Eichung von Radarniederschlägen

• Radarnetzwerke (alle 5-10 Minuten, quasi-Echtzeit)

– derzeit nur nationale Netzwerke – Eichung mit Regenmessern – Qualität ca. 100%

– zunehmenden Nutzung für Prognose

10

Karten

Radarnetzwerk DWD

Bonn

DWD- Radarverbund

- Horizontabtastungen alle 5 min - Auflösung 2x2 km²

- 16 Reflektivitätsklassen

X-Band Radar Bonn

- Volumenscans alle 15 min - Horizontabtastungen a 5 min - Auflösung 0.25x0.25 km²

- Reflektivität voll aufgelöst

12

Europäische Wetter-

radarnetze

Prognosemodelle

• In Europa derzeit noch vier nationale Prognosemodellsysteme

– DWD et al./COSMO (GME, 50 km Aufl., LM 7km Aufl., LMK 2,8 km Aufl. >30 Schichten)

– MeteoFrance et al. (ALADIN) – UK MetOffice et al. (UM)

– Schweden et al. (HIRLAM, kein Globalmodell)

• Europäisches Zentrum für Mittelfristige

Wettervorhersage (EZMW, ECMWF, Reading, UK)

– getragen von fast allen nationalen europäischen Wetterdiensten – „Beschränkung“ auf Mittelfrist, Jahreszeitenvorhersage

– international bestes Vorhersagesystem für synoptische Skala – erstellt globale Reanalysen (z.B. ERA40), alternativ die US-

amerikanischen NCEP Reanalysen

14

Historische Entwicklung

1833 Erfindung der Telegraphie

• erste aktuelle synoptische Karte aus per Telegraph übermittelten Messungen (USA)

1849erste aktuelle Zeitungswetterkarte (UK)

1854erster deutscher meteorologischer Dienst (Einrichtung nach Schiffskatastrophe durch Wettereinwirkungen)

1873International Meteorological Organisation (IMO, heute World Meteorological Organisation, WMO)

1877Internationale Vereinbarungen über globale Wetterdatenübermittlung

1922Richardson macht die erste numerische Wettervorhersage für 6 Stunden (braucht dazu Monate)

1923Polarfronttheorie von Bjerknes und Solberg 1950erster brauchbarer Computer

1950 erste brauchbare numerische Wettervorhersage (Charney, Fjortoft, v. Neuman auf ENIAC)

1954 Erste operationelle numerische Wettervorhersage durch Rossby (Schweden)

1960erster meteorologischer Satellit

Bausteine der modernen Wettervorhersage

1. Online-Datensammlung

2. Datenassimilation ->aktueller Zustand der Atmosphäre

Verschmelzen von Beobachtungen und „alter“ Vorhersage Methoden

- Nudging

- 3-dimensionale variationelle Datenassimilation - 4-dimensionale variationelle Datenassimilation - Sequential Importance Resampling Filter

- …

3. Vorhersagelauf mit Modell

- deterministische Vorhersage - Ensemble-Vorhersage

4. Interpretation der Modellausgabe

– Model Output Statistics (MOS)

16

V.1.2 Darstellung synoptischer Felder (Wetterkarten)

• Kodierung synoptischer Beobachtungen

• Aufbau des „Stationsmodells“

• Bodenwetterkarten

• Höhenkarten

• Relative Topographie

pp PPP C

TT _H

C _M VV

ww

Td C _L

T

T

a N

W

h

N ddff

Aufbau des

Stationssymbols

Beispiel:

22°C Lufttemperatur, 18°C Taupunkt, 1021 hPa Luftdruck, um 0,5 hPa in den letzten 3 Stunden gestiegen, 2/8 Bewölkung, nur niedrige Wolken, Cumulus, Wind aus Ostsüdost mit 10 Knoten, die Sichtweite ist gering, es gibt und ab keine signifikanten

Wettererscheinungen,…

18

synoptische Wetterbeobachtung

IIiii Nddff VVwwW PPPTT N_LC_LhC_MC_H T_dT_dapp 7RRT_nT_n 7RRT_xT_x 10111 81020 ccccc 12754 4cccc 55+06 7cc57 7cc51

6 UTC 18 UTC II Zonenbezeichnung

iii Stationskennung N Bedeckungsgrad

dd Windrichtung in Dekagrad

ff Windgeschwindigkeit in Knoten (1 kn =ca. 0,5 m/s) VV Sichtweite (kodiert)

ww Wetter zum Beobachtungszeitpunkt

W Wetter seit letztem Haupttermin (6 oder 3 Stunden) PPP Luftdruck ohne 100er, reduziert, in 10tel hPa

TT Lufttemperatur in°C

NL Bedeckungsgrad der tiefen Wolken

C_L,M,H Art der tiefen, mittelhohe, hohen Wolken (kodiert) h Unterkantenhöhe der tiefsten Wolken (kodiert)

TD Taupunkttemperatur in °C

a Verlauf der Barographenkurve

pp Luftdruckänderung in 10tel hPa der letzten 3 Stunden RR Niderschalg der vergangenen 12 Stunden (kodiert)

Tn,x Minimum bzw. Maximumtemperatur

27.10.2002 00 UTC

Einige Charaktersistika der Bodenwetterkarte

20

Charakteristika der Bodendruckkarte

1. Winde sind parallel zu Isobaren mit niedrigem Druck links und Richtungstendenz zum niedrigen Druck.

2. Je enger die Isobaren, desto stärker ist der Wind.

3. In Tiefs ist die Strömung links herum (zyklonal) in Hochs rechts herum (antizyklonal).

4. 1-3 folgen aus der geostrophischen Windrelation (Ausgleich von Druckgradient und

Coriolisbeschleunigung).

5. Tiefs haben Frontalzonen (Warm- und Kaltfronten), an denen die Isobaren (und der Wind) einen

zyklonalen Sprung aufweisen (Margulessche Grenzflächenneigung).

6. In Tiefs – besonders an Fronten – tritt vermehrt Bewölkung und Niederschlag auf (folgt u.a. aus Konvergenz (=Zusammenströmen) der

Luftströmung verbunden mit Aufsteigen) (Aufgleiten,

Querzirkulation).

Warmfront mit Erwärmung in allen Schichten Warmfront mit Erwärmung nur am Boden Warmfront mit Erwärmung nur in der Höhe Maskierte Warmfront mit Abkühlung am Boden Quasistationäre Front

Kaltfront mit Abkühlung in allen Schichten Kaltfront mit Abkühlung nur am Boden Kaltfront mit Abkühlung nur in der Höhe

Maskierte Kaltfront mit Erwärmung am Boden

Okklusionsfront (Zusammenschluß von Warm- und Kaltfront) Gealterte Okklusionsfront

Kaltfront-Okklusion mit Abkühlung am Boden Konvergenzlinie

Warmfront-Okklusion mit Erwärmung am Boden

Frontenkennzeichnung

22

Höhenkarten

• sind Topographien von isobaren Flächen, angegeben in geopotentiellen Metern (gpm) h=(g/g₀)z

– absolute Topographien, z.B. 850 hPa, 700 hPa, 500 hPa, 300 hPa,

… enthalten

• h₈₅₀, h₇₀₀, … als Isolinien (sog. Isohypsen) in gpd(eka)m (warum, siehe später)

• Isothermen

• relevante Messwerteintragungen (Radiosonden, Flugzeuge, Satellit) als reduziertes Stationsmodell

– relative Topographien, z.B. h₃₀₀ – h₇₀₀

• geben Informationen über die mittlere virtuelle Temperatur in den Schichten (niedrige Höhendifferenz = kalt, große Höhendifferenz = warm, siehe später)

Beispiel einer 500 hPa Höhenkarte (oben, ohne Stationseintragungen) mit Bodenkarte

Kennzeichen:

• Isohypsen in gpm (~550 gpm bei 500 hPa)

• kaum abgeschlossene Isohypsen

• Drängung der Isohypsen im Bereich der Polarfront

• keine eingezeichnete Fronten

• Tröge gegenüber Bodentiefs am Boden nach Westen oder Nordwesten verschoben

• Rückenzentren gegenüber

Bodenhochs nach Westen oder Südwesten verschoben

24

Zusammenhang Isobaren - Isohypsen

• Beim Übergang zu Isohypsen vereinfacht sich die Gleichung für den geostrophischen Wind weil die Dichte entfällt.

• Dadurch entsprechen gleicher Isohypsendrängung der gleiche geostrophische Wind – und zwar unabhängig von der Höhe

Φ

∇

×

=

∇

×

≡

∂ Φ

= ∂

∂

= ∂

=

∂ ≡

∂

=

= ∆

= ∆

∆

= ∆

∆

= ∆Φ

∆

≅ ∆

∆

≅ ∆

∆

≈ ∆

∂

∂

∇

×

≡

p p

g

p y z

y

gzg h

g

f k h

f k v g

x x

g h dx

g dh dx

dp x

p

gz/g h

gz

x g h

g x x

x gz x

g z x

p x

p

p f k

v

1 h

schließlic und

folgt Es

Meter.

elles geopotenti

al, Geopotenti mit

1

0

0 ,

0 ,

0

0

0 ⁰

ρ ρ

ρ

ρ ρ

ρ ρ

ρ ρ

z+ z z p

p- p

p=- g z x

Zusammenhang Relative Topographie – mittlere virtuelle Schichttemperatur

Die (geopotentielle) Dicke einer Schicht zwischen zwei festen Druckflächen ist direkt proportional zur mittleren virtuellen Temperatur der Schicht.

( )

) ln (ln

) ln (ln

) ln (ln

) (

ln ln

mit n

Integratio

ln

ng Gasgleichu ideale

, :

GG statische

2 1

1 2

2 1

1 2

0 2

1

1 2

1 2

1 2

p p

R p

p R

h h

g p

p R

gz T gz

z T z

R p g

p

T T

T dz R p g

p d dp

T dz R

pg

T R p

gdz dp

L L

L v

v L

v v

v L

v L

v L

− Φ

−

= Φ

−

= −

−

= −

−

−

=

−

→

−

=

≡

−

=

=

−

= ρ ρ

26

V.1.3 Thermische Verknüpfung von Boden und Höhenwetterkarten - thermischer Wind -

z

x p_j-3 p

p_j- p p_i-2 p p_j-2 p

p_i p_j- p

p_j

kalte Luft warme Luft

horizontale Druckgradienten

höhenabhängiger geostrophischer

Wind=

thermischer Wind p_i=p_j

Horizontale Temperaturunterschiede erzeugen horizontale Druckunterschiede in der Höhe und damit unterschiedlichen geostrophischen Wind in der

Grenzzone

Thermischer Wind (1)

v

p

S, warm N, kalt

p

- p p

-2 p

v

Selbst bei Druckgleichheit am Boden (kein geostrophischer

Wind am Boden) nimmt der Wind durch horizontale Temperaturänderungen mit

der Höhe zu

Beispiel für die Entstehung von Strahlströmen über

Frontalzonen

Durch horizontale Temperaturunterschiede entsteht ein

(geostrophischer) Wind, der die kalte Luft umströmt, wie der

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Thermischer Wind (2)

v

p

S, H, warm N,T, kalt

p

- p p

-2 p

v

Haben wir im Süden ein warmes Hoch und im Norden ein kaltes Tief, so wird mit der

Höhe der am Boden schon herrschende Westwind mit zunehmender Höhe verstärkt.

Beispiel für die Westwinddrift der mittleren Breiten

vg

Thermischer Wind (3)

v

p

S, T, warm N,H, kalt

p

- p p

-2 p

v

Haben wir im Süden ein warmes Tief und im Norden ein kaltes Hoch, so haben wir

am Boden Ostwinde und in der Höhe Westwinde.

Warme Tiefs und kalte Hochs sind „flach“ (denn sie

schlagen in Hochs bzw. Tief um mit der Höhe)

Beispiel für die Hadley- Zirkulation der

Tropen/Subtropen

30

Formale Ableitung des thermischen Windes im z-System

( ) ( )

003 0

100 10 1 300

1

03 0

100000 10 300

10 10 2

1 1

1

1 1

1 1 1

4

, ,

ln ln

ln

ln ,

,

,

z v T

T T fT k

g z

v T T T

k T f gT

z v T

T k T

f gT z

v T T T

R k g

f T R

z p T

f k R z

k p f

T R z

v

p z f k

T p R

k p f

T p R

fp k T R

z T p

z R p p

T g R

z g p T

R p p

f k v

g v v v

H v

g v v v

H v

v

g v v v

v H g v

v v

L v H

L

H v H L

v g L

v H H L

v H L

v L

v v L

L v

L H

g

∂ + ∂

∇

×

∂ = + ∂

∇

×

=

∂ + ∂

−

∇

×

∂ = + ∂

−

∇

×

=

∂

⋅ ∂

∇

×

∂ +

∇ ∂

×

∂ =

∂

∂

∇ ∂

×

=

∇

×

=

∇

×

=

∂

= ∂

∂

= ∂

−

−

∂ =

= ∂

∇

×

=

−

ρ ρ ρ

v H v

g

k T

f T

g z

v ≅ × ∇

∂

∂

Skalenanalyse

Der thermische Wind

- Zusammenfassung -

p f k

v

= × ∇

ρ

: 1

v H v

g

k T

f T

g z

v ≅ × ∇

∂

∂

Der thermische Wind

(= Änderung des

geostrophischen Windes mit der Höhe durch einen

horizontalen

Temperaturgradienten) „weht“

um ein Kaltluftgebiet, wie der geostrophische Wind um das

H

W T K

H

T

32

Der thermische Wind

- Indikator für Temperaturadvektion und Möglichkeit des Nowcasting von Temperaturänderungen-

H

W T K

H

T

H

K T H W

T

Rechtsdrehung mit der Höhe Es wird wärmer =

Linkssdrehung mit der Höhe Es wird kälter =

Achtung: Nicht mit der Rechtsdrehung des Windes in der Grenzschicht durch Reibung verwechseln. Obiges gilt nur in der freien Atmosphäre!

Formale Ableitung des thermischen Windes im p-System

v L p

g

v L p

v p L

p const

g p

g

v p L

g

T f k

R p

p v

T fp k

R

p T k R

k f f k p

f p

v

p T R p

g z gz

f k v

∇

×

−

∂ =

∂

∇

×

−

=

∇

×

−

=

−

∇

×

∂ ≅ Φ

∇ ∂

×

∂ =

∂

−

=

−

∂ =

= ∂ Φ Φ

∇

×

=

=

1 1

1 1

1 1

ρ

ρ

Annahme

idealeGasG GG

stat.

, al Geopotenti

,

v L p

g

k T

f R p

v = − × ∇

∂

∂ ln

Ableitung wesentlich einfacher im p-System.

Zudem gilt die „einfache“ Beziehung ohne Näherung.

Die Isohypsen der relativen Topographie bilden Stromlinien des

thermischen Windes, wie die Isobaren und die Isohypsen Stromlinien des

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Barotrope und barokline Felder

• barotrop: Isoflächen von Druck und Temperatur sind parallel zueinander

geostrophischer Wind mit der Höhe konstant

• baroklin: Isoflächen von Druck und Temperatur sind gegeneinander geneigt

geostrophischer Wind ändert sich mit der Höhe

0

0 =

∂

→ ∂

≡

∇

→ p

T_v v^g

p ln

0

0 ≠

∂

→ ∂

≠

∇

→ p

T_v v^g

p ln

Barokline Felder

- 2 Fälle -

h2 h1

h3 h4

h1 h2 h3 h4 T1

T2 T3 T1

T2 T3 T4 T4

E E N N

a b

vg vg

h₁ < h₂ < … Isohypsen einer Druckfläche , T₁ < T₂ < … die Temperaturen

a: Es herrscht keine Temperatur- advektion. Dieser Fall ist typisch für Höhenkarten ab 500 hPa. Es ist ein Initialfeld für barokline Wellen

b: Es herrscht Temperaturadvektion.

Dieser Fall ist typisch für die Bodenwetterkarten. Sie sind verantwortlich z.B. für die

Intensivierung von

36

• Gegeben sei das Isohypsenfeld der 1000 hPa Druckfläche (untere Abb.,

durchgezogene Linien) mit Isothermen (untere Abb., gestrichelte Linien).

• Bei gleicher Temperaturabnahme mit der Höhe folgen obige Isothermen und

Isohypsen der 500 hPa-Fläche.

• In der Höhe geht das Zellenfeld am Boden in eine Wellenform über.

• Das Tief wird in der Höhe nach Nordwest und das Hoch nach Südwest verschoben.

Zusammenhang zwischen Boden- und

Höhenkarten

Übungen zu V.1

1. Das Druckfeld am Boden weise eine Druckzunahme von 5 hPa auf 100 km von Süd nach Nord auf. Weiter herrsche ein

Temperaturgradient von West nach Ost von 5 K auf 100 km. Schätze den geostrophischen Wind am Boden und in 5 km Höhe ab.

2. Verifiziere den Übergang zwischen den beiden Druckfeldern (unten oben) der Folie „Zusammenhang zwischen Boden- und Höhenkarten“

qualitativ mit der thermischen Windgleichung (qualitatives Einzeichnen des thermischen Windevektors).

3. Welches Höhenfeld ergäbe sich qualitativ, wenn am Boden Hoch und Tief vertauscht wären bei gleicher Temperaturverteilung?

4. Vollziehe durch ungefähres Einzeichnen des thermischen

Windvektors die Zusammenhänge zwischen Boden- und Höhenkarte auf den folgenden Wetterkarten nach.

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