v G

3. Übung: Analyse von Wetterkarten in 300 und 500 hPa Nächste Übung • Donnerstag, 10.11.2011, 14:00 MEZ Listen • Anwesenheitsliste

A. H. Fink, V. Ermert

METSYN: Übung Synoptik

WS 2011/2012

Wetterbesprechung • Einteilung Termin

Referent(in)

Studienfach

Do 12.01.2012

1. Nils Küchler 2. Timm Griesbach

Bachelor GeoMet Bachelor GeoMet

Fr 13.01.2012

1. Lou Wio 2. Martin Schönebeck

Bachelor GeoMet Bachelor GeoMet

Do 19.01.2012

1. Clara Burgard 2. Sandra Niehues

Bachelor GeoMet Bachelor GeoMet

Fr 20.01.2012

1. Belinda Strahl 2. Nina Bellenbaum

Bachelor GeoMet Bachelor GeoMet

Do 26.01.2012

1. Marius Michalak 2. Dennis Kokott

Bachelor GeoMet Bachelor GeoMet

Fr 27.01.2012

1. Wahed Achterberg 2. Tobias Marke

Bachelor GeoMet Bachelor GeoMet

Do 02.02.2012

1. Sven Wöhrle 2.

Bachelor Geographie

Donnerstag-Termin: Analyse Mi-Fr 00 & 12 UTC; Vorhersage Fr & Sa Freitag-Termin: Analyse Sa-Mo 00 & 12 UTC; Vorhersage Sa & So A. H. Fink, V. Ermert

METSYN Übung Synoptik

WS 2011/2012

Geopotenzial ()

=2/T=7,292 10-5 rad s-1



Fz= 2r (Zentrifugalbeschl.) cos()=r/R |F |=2Rcos() z

r

g*



Fz

g*=Schwerebeschleunigung geff= g* + 2r =effektive Erdbeschl.

geff

 R=6370 km

geff zeigt nur am Pol und Äquator auf den Erdmittelpunkt.

geff steht senkrecht auf Erdspheroid mit äquatorialer Ausbauchung A. H. Fink, V. Ermert

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WS 2011/2012

Geopotenzial ()

Das Geopotenzial ist die mit der Einheitsmasse normierte Arbeit (in m2 s-2 oder J kg-1), die nötig ist, um die Einheitsmasse (1 kg) auf der Breite  von NN auf die Höhe z‘ zu bringen.

Beachte: • Da die Erde ein Rotationsellipsoid darstellt, zeigt die Senkrechte nur am Äquator und den Polen zum Erdmittelpunkt.

• Bei geff tritt ein Breiteneffekt durch die Zentrifugalbeschleunigung (2Rcos()) auf. • Die Äquipotenzialflächen (=const.) sind Rotationsellipsoide. A. H. Fink, V. Ermert

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• geopotenzielle Höhe (Z)

• Die geopotenzielle Höhe ist das „normierte Geopotenzial“, da das Geopotenzial durch durch die Normalschwere in 45°N bzw. S (g0=9,80665 m s-2) geteilt wird. • In 45°N bzw. S entspricht die geopotenzielle Höhe, unter Vernachlässigung der Höhenabhängigkeit der Schwerebeschleunigung, der metrischen Höhe. • Als Isohypsen werden die Linien gleicher geopotenzielle Höhe bezeichnet. • Die Einheit der geopotenziellen Höhe ist das sog. geopotenzielle Meter (gpm). In Meereshöhe gilt in 45°N bzw. S: 1 m = 1 gpm.

A. H. Fink, V. Ermert

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Absolute Topographie Die absolute Topographie umfasst die Linien gleicher geopotenzieller Höhe einer Druckfläche (z. B. 500 hPa). Sie stellt somit eine isobare Fläche durch Höhenlinien dar, welche sich auf das Meeresniveau beziehen. Die absolute Topographie zeigt die Verteilung von kalten und warmen Luftmassen zwischen dem Boden und dem betrachteten Druckniveau und lässt auf Strahlströme schließen.

kalt

warm

Absolute Topographie der 500 hPa Fläche vom 13.04.2006 um 00 UTC. Quelle: DWD

Isohypse A. H. Fink, V. Ermert

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Absolute Topographie Die relative Topographie umfasst die Linien gleicher geopotenzieller Höhe der Schicht zwischen zwei Druckflächen (z. B. 850 und 500 hPa). Sie stellt also den vertikalen Abstand zweier isobarer Flächen in geopotenziellen Metern dar (Isolinien der Schichtdicke). Die relative Topographie zeigt die Verteilung von kalter und warmer Luft im betrachteten Druckintervall an. niedrige Schichthöhe (kalte Luftmasse) Relative Topographie bzgl. 500/1000 hPa vom 01.04.2006 um 12 UTC. Quelle: Europäischer Wetterbericht (DWD)

große Schichthöhe (warme Luftmasse) A. H. Fink, V. Ermert

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Gleichgewichtswinde • geostrophischer Wind (vg) im (x,y,z)-System

T

Fp

Fc ist prop. zu v

vg H

p0 p0+p p0+ 2 p

Fc

Geostrophischer Wind: Gleichgewicht zwischen Druckgradientkraft und Corioliskraft

Voraussetzung:

zonal symetrische Verteilung kalter und warmer Luftmassen, d. h. auf einer z-Fläche herrscht: • niedriger Druck im kalten Bereich • hoher Druck in warmer Region A. H. Fink, V. Ermert

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Gleichgewichtswinde • geostrophischer Wind (vg) im (x,y,p)-System Vorteile des (x,y,p)-Systems: • keine Abh. von der Dichte =(z) Es gilt:

und somit:

Im (x,y,p)-System weht der geostrophische Wind parallel zu den Isohypsen (Linien gleicher geopotenzieller Höhe), auf der Nordhalbkugel mit den niedrigeren Werten zur Linken. A. H. Fink, V. Ermert

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Gleichgewichtswinde • geostrophischer Wind (vg) im (x,y,p)-System Isohypse

Im (x,y,p)-System weht der geostrophische Wind parallel zu den Isohypsen, auf der Nordhalbkugel mit den niedrigeren Werten zur Linken.

A. H. Fink, V. Ermert

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Gleichgewichtswinde • Gradientwind (vG) Supergeostrophie

Subgeostrophie p0

Fp

p0+p p0+ 2 p

H

FZ

p0

Fp vG

p0+p

vG

FZ

p0+ 3 p

T

Fc ist prop. zu v

T

p0+ 2 p

Fc

p0+ 3 p

Fc

H

gekrümmte Trajektorien (Bahnen)  Zentrifugalkraft Fz

Gradientwind: Gleichgewicht zwischen Druckgradientkraft, Corioliskraft und Zentrifugalkraft A. H. Fink, V. Ermert

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Gleichgewichtswinde • Reibungswind (vR)

vR

Reibung



vG

Planetare Grenzschicht  Reibung mit dem Boden

Grenzschicht

 Ekman-Spirale  zunehmende Ablenkung des Windes in Richtung des tiefen Drucks Größe der Ablenkung () am Boden: • über Land: =20-30° • über Meer: =10-20° A. H. Fink, V. Ermert

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Gleichgewichtswinde • Reibungswind (vR)

Fp FR

vR



vG

Fc Der sog. Reibungswind ist der geostrophische Wind unter Einbeziehung der Reibungskraft, die der Bewegungsrichtung entgegen gerichtet ist. Unter Vernachlässigung der Meridiankonvergenz können durch den geostrophischen Wind keine Druckgegensätze abgebaut werden, da dann der geostrophische Wind divergenzfrei ist! => ageostrophische Winde (z. B. Reibungswind) sind notwendig A. H. Fink, V. Ermert

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• thermischer Wind (vT)

vg0

p1

vT

p0

vg1 Annahme: geostrophisches Gleichgewicht ist gültig => geostrophischer Wind Der sog. thermische Wind ist die vertikale Scherung des geostrophischen Windes, d. h. er ist die Differenz des geostrophischen Windes unterschiedlicher Höhenniveaus.

A. H. Fink, V. Ermert

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• thermischer Wind (vT) geneigte Druckflächen als Folge von unterschiedlich temperierten Luftmassen:

 Neigung nimmt mit Höhe zu   nimmt mit Höhe zu  vg nimmt mit Höhe zu

warm

kalt Quelle: Fig. 3.8 in Holton (1992) A. H. Fink, V. Ermert

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• thermische Windgleichung geostrophischer Wind hydrostatische Grundgl. im p-System

Es folgt: Die Integration ergibt:

Ist  bekannt lässt sich unmittelbar schreiben:

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• thermische Windgleichung

barotrop 500 hPa

• barotrope Schichtung: =(p) => pT=0

T=const. baroklin 500 hPa • barokline Atmosphäre: =(p,T) => pT≠0

In einer baroklinen Atmosphäre ändert sich der geostrophische Wind mit der Höhe. Ist die Atmosphäre barotrop geschichtet, dann ist der geostrophische Wind höhenkonstant. A. H. Fink, V. Ermert

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Der thermische Wind • unterschiedliche Wetterlagen

Quelle: Abb. 2.9 in Kurz (1990) A. H. Fink, V. Ermert METSYN: Übung Synoptik

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• 3D-Ansicht des Polarjets

Strahlstrom Höhe der Nullgrad-Grenze A. H. Fink, V. Ermert

Quelle: www.unidata.ucar.edu/software/idv/gallery/jetStream.gif

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• Polarfront Quelle: Abb. 5.8 in Kurz (1990)

kalt

warm barotrope Schichtung

polare Luftmasse

barokline

gemäßigte Luftmasse

Schichtung

kalt

A. H. Fink, V. Ermert

warm

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Volgograd

Kiev

300 hPa: 05.11.2006 00 UTC A. H. Fink, V. Ermert

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• Analyse 300 und 500 hPa vom 05.05.2005 00 UTC

A. H. Fink, V. Ermert

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Übungsaufgaben: • zu bearbeiten bis Donnerstag, den 10.11.2011  Skript S. 25  300 hPa (19.12.1991 12 UTC): - absolute Topographie für 19.12.1991 12 UTC - Isotachenanalyse ab 60 kn  500 hPa (19.12.1991 12 UTC): - Analyse der Polarfront

A. H. Fink, V. Ermert

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WS 2011/2012

Tipps zu den Übungsaufgaben:

• Isohypsenanalyse auf 300 hPa (schwarz)

verboten!

 die Isolinien können sich nicht schneiden!  Geostrophie: - Winde wehen parallel zu den Isohypsen - je stärker die Winde desto stärker ist die

Drängung der Isohypsen • Isotachenanalyse auf 300 hPa (grün) ab 60 kn, dann 80, 100, 120, ... kn

100 kn 80 kn 60 kn

Der Winkel zwischen Isotache und Isohypse Sollte 45° nicht überschreiten (Ausnahme: Sub- und Supergeostrophie)! im Delta des Jets A. H. Fink, V. Ermert

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Tipps zu den Übungsaufgaben:

• Isotachenanalyse auf 300 hPa (grün)

Beachte: Hier sind keine Isotachen eingezeichnet, sondern die Flächen auf welchen der Wind eine bestimmte Geschwindigkeit übersteigt.

Supergeostrophie

Subgeostrophie

A. H. Fink, V. Ermert

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Tipps zu den Übungsaufgaben:

• Analyse der Polarfront auf 500 hPa (blau) 1.

Analyse des Strahlstroms/Jets in 300 hPa (Aufgrund der thermischen Windgleichung dürfen sich Jet und Polarfront nicht weit voneinander entfernt befinden. Ohne eine Polarfront ist ein starker Strahlstrom nicht möglich)

2.

Baroklinität:

T > 5°C auf einigen 100 km

3.

typische Temperturen der Polarfront im Dezember (Kurz, 1990): -26 bis -28°C

4.

Unterbrechung der Polarfront

PF

-

falls in 300 hPa kein starker Jet vorhanden ist

-

falls in 500 hPa kein Temperaturgradient auftritt

-

Tipp: bei sich auflösender oder undeutlicher Polarfront kann diese gestrichelt werden

A. H. Fink, V. Ermert

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