Einführung
in die Meteorologie
- Teil V: Synoptische Meteorologie -
Clemens Simmer
Meteorologisches Institut
Rheinische Friedrich-Wilhelms Universität Bonn Sommersemester 2005
Wintersemester 2004/2006
V Synoptische Meteorologie
1. Allgemeines
– Definitionen
– Darstellungsweisen – Dreidimensionale Sicht
2. Synoptische Systeme mitterer Breiten –
oder wie entstehen Hochs und Tiefs
– verschiedene Skalen im westlichen Grundstrom – Fronten
Synoptik ist die Zusammenschau der Wettervorgänge in Raum und Zeit mit dem Ziel der Wetteranalyse und
Wettervorhersage. Die Synoptik ist Teil der Angewandten
Meteorologie.
Beispiel: 27.10.2002, 12 UTC
VIS
IR
Tiefs sind durch ausgeprägte Wirbelstrukturen in den Wolken zu erkennen.
Fronten erscheinen oft als isolierte Bänder.
Hochs sind weniger auffällig – oft nur durch wolkenfreie Gebiete kenntlich.
Einige Beobachtungen
• Tiefdruckgebiete wandern meist von West nach Ost.
• Tiefdruckgebiete entstehen meist in bestimmten geographischen Regionen; sie entstehen oft in ganzen Familien.
• Tiefdruckgebiete wirken dynamisch und haben einen Lebenszyklus (mehrere Tage) während Hochdruckgebiete eher passiv wirken; manche Hochs können Wochen existieren.
• Tiefs haben Fronten während Hochs i.a. keine
Fronten besitzen.
Inhalt
• thermische und dynamische Hochs und Tiefs
• die Westwinddrift
• barotrope Rossby-Wellen
• barokline Rossby-Wellen – Lage von Hochs und Tiefs
• Struktur von Fronten
• Tiefs sind destabilisierte barokline Rossby-Wellen
• Struktur von Tiefdrucksystemen
• thermische Antriebe dynamischer Tiefs
• Hochdruckgebiete
• andere Tiefdruckgebiete
Thermische Druckgebilde - Hitzetief -
kalt warm kalt
kalt warm kalt H
kalt warm kalt H
T
Erwärmung der unteren Atmosphäre
Ausbeulen der Isobarenflächen
Druckgradienten in der Höhe führen zu seitlichem Abfließen
In Folge Druckfall im Zentrum
Einfließen zum Zentrum am Boden
Thermische Tiefs haben einen warmen Kern!
Hurrikane (tropische Zyklonen) sind auch thermische Tiefs
Thermische Druckgebilde - Kältehoch -
warm kalt warm warm kalt warm T
warm kalt warm T
Abkühlung der unteren Atmosphäre
H
Ausbeulen der Isobarenflächen
Druckgradienten in der Höhe führen zu
seitlichem Einfließen
In Folge Druckanstieg im Zentrum
Ausfließen aus Zentrum am Boden
Isolinien: Bodendruck; Pfeile: horizontaler Wind
Datenquelle: NCEP-Reanalysen; Entwurf: H. Mächel
Kontinentale Kältehochs im Winter
Kontinentale Hitztiefs im Sommer
Globale
atmosphärisch e
Zirkulation am Boden im
Nordwinter und
Nordsommer
dynamische Tiefs und Hochs
kalt warm kalt H
T
warm kalt warm T
H
thermisch getrieben
Divergenz
T
Konvergenz
H
dynamische Tiefs und Hochs werden i. w. durch
Strömungs-
strukturen in der Höhe angetrieben
Die Westwinddrift – zirkumpolare Wellen
• Die mittleren Breiten sind durch vorherrschende
westliche Winde in allen Höhen gekennzeichnet.
• Eine Frontalzone in der Troposphäre umzieht in Wellen die Hemisphären.
• Die Bodenfronten setzen sich dabei i.a. in die
Troposphäre fort und sind dabei zur kalten Luft
geneigt.
(aus Roedel, 1994)
Isohypsen der 300 hPa Fläche
Bodenfronten
Die Westwinddrift lässt sich aus der
Höhen-abhängigkeit des geostrophischen Windes erklären
v
gp
oH, warm T, kalt
p
o-p p
o-2p
v
g• Zwischen den warmen subtropischen Breiten mit ihrem Hochdruckgürtel und den kalten hohen Breiten bildet sich ein Westwindband aus.
• Die Temperatur nimmt im Mittel zwischen 3 und 10 K pro 1000 km ab (differentielle Strahlungserwärmung).
• Daraus folgen Windzunahmen mit der Höhe zwischen 1 und 3 m/s pro km Höhendifferenz (thermischer Wind).
vg
v H v
g
k T
f T
g z
v
Barotrope Rossby-Wellen
• Die Westwinddrift wäre unter idealen Bedingungen breitenkreisparallel.
• U.a. durch die Land-Meer-Verteilung und Gebirge wird die Strömung nach N oder S ausgelenkt.
• Bei Annahme einer kräftefreien Strömung konserviert die Strömung ihren Drehimpuls (Vorticity) im Absolutsystem;
dieser setzt sich aus der Drehbewegung der Erde (zyklonal)
und der Drehbewegung der Strömung relativ zur Erdoberfläche (zunächst Null) zusammen.
• Bei einer Ablenkung der Strömung nach Süden (auf der NH) reduziert sich der Anteil der Erddrehung am Drehimpuls; aus Drehimpulserhaltung folgt, dass die Strömung in zyklonale Drehbewegung zur Erdoberfläche kommt – die Strömung kommt zum Ausgangsbreitenkreis zurück.
• Wird der Ausgangsbreitenkreis wieder überschritten, so wird der Drehimpulsanteil durch die Erddrehung wird höher – die Strömung muss durch eine antizyklonale Gegendrehung
reagieren.
Barotrope Rossby-Wellen
λ
N
S
Initial- störung
Drehimpuls einer wirbelfreien Strömung durch die Erddrehung
Durch Breitenänderung initiierte Drehbewegung der Strömung
Bei Erhaltung des Drehimpulses muss sich eine relativ zur Erde zunächst ruhende
Luftmasse bei Verlagerung Richtung
Äquator durch die nachlassende zyklonale Drehung im absoluten Raum in zyklonale Rotation versetzen.
Drehung einer ruhenden Luftmasse in Abhängig- keit von der Breite
Barotrope Rossby-Wellen - formal
• Der Drehimpuls einer Strömung im Raum ist (wir vernachlässigen hier Rotation durch Scherung!) proportional zur absoluten Rotation , die sich aus relativer Rotation und Erdrotation zusammensetzt.
• Der Drehimpuls bleibt erhalten, wenn keine äußeren Kräfte angreifen (Erhaltung des Drehimpulses). Dies gilt dann auch für die Vertikalkomponente der
absoluten Rotation – der absoluten Vorticity
v
av 2
f ζ
y u x
v
k v
k v
k
f a
Breite che
geographis mit
, sin ) (
) (
2
2
Barotrope Rossby-Wellen - β-Effekt
t y,φ
t0
Auslenkung aus Grundstrom
) ( 0
f f
y
y y y f
y f
y f t
f t
f t
f t
( ) ( ) ( 0) ( ) ( )
0
0
const f
Achtung: Gilt bei dieser Bewegung nurgenähert, da sich ja auch die Normale der Tangentialebene bei Nord-Süd- Verschiebungen kippt.
Barotrope Rossby-Wellen - Ausbreitung
• Rossby-Wellen wandern mit einer Geschwindigkeit, die von der Strömungsgeschwindigkeit und der Wellenlänge
abhängt.
d.h. die Wellen pflanzen sich mit
Grundstromgeschwindigkeit ū aus, vermindert um β/K²
• Bei 45° und λ > 7000 km Wellenlänge wandern sie bei einer Grundstromgeschwindigkeit ū = 10 m/s nach Westen, sonst nach Osten. Oft sind die langen Wellen quasi-stationär.
• Genauer: Alle Rossby-Wellen laufen nach Westen, je länger desto schneller (K~1/λ).
• Wichtig: Rossby-Wellen erfordern neben der Erdrotation auch die Kugelgestalt der Erde (β-Effekt)!
ge) Wellenlän 2 ,
( Wellenzahl
e meridional und
zonale und
enzahl Gesamtwell
²
²
² mit ,
²
π λ k
l k
l k
K K u
c
Barotrope Rossby-Wellen - Ausbreitung
B r e i t e n - k r e i s
N
E
Macht man eine Betrachtung relativ zum
Grundstrom (zieht man den Grundstrom von der Geschwindgkeit ab) so laufen alle Rossby-Wellen nach Westen - je länger desto schneller (c~λ²).
u
u u
u u
u
u u
Rossby-Wellen - allgemein
• Die hier beschriebenen barotropen Rossby-Wellen (Erhaltung des absoluten Drehimpulses) findet man in guter Näherung in der mittleren Troposphäre.
• Sie bestimmen aber das Strömungsgeschehen in allen
Atmosphärenschichten mit, d.h. die Atmosphärenschichten darüber und darunter sind dynamisch eng miteinander
verknüpft.
• Barotrop heisst dass Druck und Temperaturflächen parallel sind – diese Annahme ist notwendig um diese Wellen
mathematisch einfach zu beschreiben. Da Barotropie aber gerade in der Westwindzone durch den zonalen
Temperaturgradienten nicht erfüllt ist (thermischer Wind!), spricht man meist von quasi-barotropen Rossby-Wellen.
• Eigentlich sollte es ja keine Rossby-Wellen auf einer sich drehenden Scheibe geben (β-Effekt war ja notwendige
Bedingung). Dennoch bilden sich dort ebenfalls Wellen aus, die Rossby-Wellen sehr ähnlich sind (barokline Rossby-Wellen)
Barokline Rossby Wellen (Tankexperiment)
Kühlung Heizung
Barokline Rossby-Wellen
• Wir gehen von Annahme einer quasi-barotropen Rossby-Welle in der Mitte der Troposphäre aus.
• Aus der Betrachtung des thermischen Windes folgen niedrigere Windgeschwindigkeiten in tieferen Schichten und höhere
Windgeschwindigkeiten in höheren Schichten.
• Aus den unterschiedlichen Geschwindigkeiten folgt sofort eine unterschiedliche absolute Vorticity η, wenn die Strömung eine Wirbelstruktur hat (in Trögen und Rücken) durch die variierende relative Vorticity.
• Hierdurch ist die Strömung in den Schichten oberhalb und unterhalb der quasi-barotropen Strömung in der Mitte der Troposphäre gezwungen ihre absolute Vorticity ständig zu
verändern (Reduktion des Betrags der relativen Vorticity in hohen Schichten, Erhöhung in niedrigen Schichten).
• Sie erreicht dies durch den Pirouetteneffekt: Durch
Zusammenströmen (Konvergenz) erhöht die Strömung die
Vorticity; durch Auseinanderströmen (Divergenz) reduziert sie sie.
Vorticity Gleichung (1)
y fu p
z w v y v v x u v x u v t v x
x fv p
z w u y v u x u u x u u t u y
1
1
y u x
v
Differenziere die x-Komponente der Bewegungsgleichung nach y und die y-Komponente nach x:
Subtrahiere die obere Gleichung von der unteren und ersetze
x p y y
p x dt
df y v f z
u y w z
v x w y
v x
f u
dt d
w z v y
u x t
2
1
Vorticity Gleichung (2)
Solenoidterm
x p y y
p x term
Twisting
z u y w z
v x w term
Divergence
y v x
f u dt f
d
12
Absolute Vorticity wird erzeugt durch:
1. Horizontale Konvergenz
2. Kombination von horizonaler Änderung des Vertikalwindes mit einer vertikalen Änderung des Horizontalwindes
3. Isolinien von Druck und Temperatur schneiden sich
Divergence term
Pirouetteneffekt Coriolis
Divergence term y v x
f u
Tilting term
• Vertikale Zunahme der horizontalen Windgeschwindigkeit.
• Das heißt: Vorticitykomponente in West-Richtung
• Wird durch Scherung des
Vertikalwindes „aufgerichtet“.
Solenoid term
Häufiges Erklärungsmuster:
Land-Seewind-Zirkulation.
Auch hier schneiden sich die Isobaren mit den Isothermen und es entsteht eine Zirkukation.
Barokline Rossby-Wellen
(aus Roedel, 1994)
Aus dem
Divergenz/Konvergenz- muster ergibt sich
Aufsteigen auf der Trogvorderseite und Absteigen auf der Trogrückseite.
• Da die Geschwindigkeiten in der Höhe viel höher sind als in
Bodennähe, überkompensieren die „Vergenzen“ in der Höhe die
„Vergenzen“ in Bodennähe.
• Daraus folgen Druckfall (Tief) auf der Trogvorderseite und und Druckanstieg (Hoch) auf der Trogrückseite.
Bedeutung der Rossby-Wellen
• Steuerung von Hochdruck und Tiefdruckgebieten
• Austausch von Wärme zwischen hohen und
niedrigen Breiten: In den Wellen wird warme Luft zu den Polen und kalte Luft zu den Subtropen
gebracht.
• Transport von Zonalimpuls (Drehimpuls durch u- Komponente des Windes) von den Subtropen (Aufnahme von u-Impuls der Atmosphäre durch vorherrschende Ostwinde am Boden) in die
mittleren und hohen Breiten (Abgabe von u-Impuls
der Atmosphäre durch vorherrschende Westwinde
am Boden).
A t m o s p h ä r e v e r l i e r t N A t m o s p h ä r e g e w i n n t N
9 0 ° P o l
W e s t - W i n d e R n e g a t i v
O s t - W i n d e R p o s i t i v
3 0 ° 0 °
Ä q u a t o r k o n v e r g i e r e n d [ N v ]ρ d i v e r g i e r e n d
Zum Drehimpuls (N) Transport ρNv
Impulstransport durch Rossby- Wellen
meridionaler u-Impulstransport ~ uv kein Nettotransport, da uv sich bei Nord- und Südtransport ausgleichen
Nettotransport nach Norden, da bei Südbewegung kein Transport
stattfindet (u=0)
Nettotransport nach Süden, da bei Nordbewegung kein Transport stattfindet (u=0)
Im Mittel müssen Rossby-Wellen wie in der Mitte aussehen, damit der überschüssige Impuls aus den
niderigen Breiten abgeführt wird!
S N
Fronten
• Fronten kennzeichnen Zonen, in denen sich die Temperatur (und andere Größen) horizontal sehr stark ändert.
• Die Fronten der Tiefs erstrecken sich über mehrere 10 km (→Frontalzone).
• Durch ihre starke Neigung mit der Höhe kann die
gesamte Frontalzone jedoch über einen Bereich von 1000 km reichen.
• Nach der thermischen Windrelation nimmt der Wind in Frontalzonen mit der Höhe zu. Das Maximum
ergibt sich am oberen Rand der Frontalzone (meist die Tropopause) und bildet die bekannten
Strahlströme (Jets).
Schnitt durch eine Front mit Strahlstrom
Beachte:
• starke Überhöhung der Vertikalen in der Abbildung
• ausgedehnte Frontalzone
• Jet oberhalb der Frontalzone als Resultat des thermiuschen Windes und unterhalb der
Tropopause (wieder Temperaturzunahme)
Margulessche Grenzflächenneigung
Die Windscherung an einer Front ist immer zyklonal (Isobarenknick in Wetterkarten).
Je größer der Temperatursprung, desto facher.
Je größer der Windsprung, desto steiler
T T v
g f v
v g
f
w k
k w
tanv f g
dz dy
dz dy
w k
k w
k k w w
y und p z
mit p weiter ,
z p z
p
y p y
p dy
tan dz
e) Frontfläch der
entlang (dp
z p y
p z
p y
dp p
: Abbildng) (siehe
Ableitung
Schnitt durch Fronten - Phänomene
BEACHTE DIE STARKE ÜBERHÖHUNG!
Die Zunahme des Windes mit der Höhe steilt Kaltfronten auf; sie können sich
„überschlagen.
Die Labilisierung (in der Höhe kalt) führt zu
konvektiven Niederschlägen und durch intensiveren
Impulsaustausch zum
schnellen Voranschreiten
Die Zunahme des Windes mit der Höhe verflacht Warmfronten, macht die Luft eher stabil. Der damit reduzierte Impulsaustausch verlangsamt das Voranschreiten. Der Niederschlag entsteht vorwiegend durch langsames Aufgleiten ist lang andauernd und i.a. weniger intensiv.
(aus Roedel, 1994)
Schnitt durch Fronten - Querzirkulation
zx
k a l t w a r m
F l ä c h e d e s M a x i m u m s v o n g r a d
Eine Front induziert durch die horizontalen Temperaturgradienten horizontale
Druckgradienten, die eine direkte
thermische Zirkulation quer zur Front bewirken (solenoidterm in Vorticitygl.).
Diese ageostrophische Strömung führt immer zu Aufsteigen in der Warmluft und Absteigen in der Kaltluft.
Damit lässt sich alternativ der
Niederschlag an Fronten, aber auch das deutliche Aufklaren unmittelbar hinter
einer Kaltfront erklären Modellschnitte
Wechselwirkungen zwischen Hochs und Tiefs mit den baroklinen
Rossby-Wellen
• Die großen Vergenzen in den Rossby- Wellen der Höhenströmung (>7 km) initiieren Tiefs und Hochs am Boden.
• Die durch die Tiefs und Hochs verur- sachten Strömungen in Bodennähe verstärken die Tröge und Rücken – die Rossby-Wellen werden verstärkt!
• Die Verstärkung der Amplituden führen wiederum zu einer Verstärkung der Vergenzen usw..
• Während barotrope Rossby-Wellen
stabil sind, tritt bei baroklinen Verhältnis- sen eine positive Rückkopplung ein, die eine bestehende Welle weiter
verstärkt (barokline Instabilität)
Oben: Strömungsmuster am Boden im Bezugssystem der Rossby-Wellenfront (durchgezogen)
Unten: Strömungsmuster in einem ortsfesten System unter Einbeziehung wandernder Rossby-Wellen.
Die drei Stadien eines Tiefdruckgebietes
Wellenstörung
Divergenz i.d.H.
erzeugt Tief am Boden. Erste
geschlossene Isobare bildet sich am Boden
Höhepunkt
Warm- und Kaltfront und Warmsektor klar erkennbar.
Niederschlagsbildung setzt ein
Okklusion
Kaltfront hat
Warmfront eingeholt und die Warmluft nach oben gehoben
Kaltfront-Okklusion Warmfront-Okklusion
Das Tief setzt verfügbare
potentielle Energie (APE) in kinetische Energie um.
Gleichzeitig erzeugt es effizient den notwendi- gen meridionalen
Wärmeaustausch (kalte Luft nach
Süden, warme nach Norden).
Ergänzungen zu dynamischen Tiefs
• Die Tiefdruckgebiete haben wird bislang dynamisch erklärt.
• Thermische Antriebe sind aber zusätzlich von großer Wichtigkeit:
– Die freiwerdende latente Wärme bei der Niederschlagsbildung ist ein wichtiger zusätzlicher Energielieferant.
– An Fronten trägt die thermisch bedingte Querzirkulation zum Antrieb mit bei.
• Es gibt auch kleinere Tiefs in den mittleren Breiten, die vorwiegend thermisch aus der freiwerdenden latenten Wärme gespeist werden (polare Meso-Zyklonen, Mini- Hurrikane).
• Sie haben – wie die tropischen Zyklonen – warme Kerne, während die besprochenen Tiefs der mittleren Breiten kalte Kerne haben.
Zyklone und Meso-Zyklone im
Mittelmeer
Hochs in der Westwinddrift
• Bildung z.B. dynamisch analog zu den Tiefs, d.h.
hier starke konvergente Strömungen in der Höhe (>
7 km) bedingt durch Drehimpulserhaltung.
• Hochdruckgebiete haben i.a. keine Fronten, weil die divergente Strömung am Boden u.U. bestehende
starke Gradienten auflöst.
• Die eher stationären Hochdruckgebiete der
Subtropen werden teilweise dynamisch durch die Scherung zwischen Westwinddrift und den östlichen Winden der Hadley-Zelle aufrecht erhalten.
• Eine andere Komponent ist vielleicht die Konvergenz der südwestlichen Gegenpassatströmung mit der
Westwinddrift.
Übungen
• Wie unterscheiden sich thermische und dynamische Tiefs?
• Wie entstehen barotrope Rossby-Wellen?
• Warum entstehen Tiefs vorwiegend auf der Ostseite der Rossby-Wellen und Hochs auf der Westseite?
• Wovon hängt die Verlagerungsgeschwindigkeit von
barotropen Rossby-Wellen ab? Berechne diese für 60°Breite und eine Wellenlänge von 1000 km.
• Wie können Rossby-Wellen Zonalimpuls in meridionaler Richtung transportieren?
• Warum gibt es oberhalb von Frontalzonen einen Strahlstrom?
• Berechne die Frontenneigung für einen Temperatursprung von 10 K und einen Windsprung von 1 m/s.