Die Wettercommunity

Hi, wie ihr in dem Thread oben ja schon gelesen habt wurde ich gebeten hier in der Prognose-Area ein wenig auszuhelfen und das mache ich natürlich auch gerne. Ich dachte, dass ich erst mal anfange die Modellkarten ein wenig zu erklären, erst mal die Grundkarten (wovon einige von euch sicher auch schon die eine oder andere voll verstanden haben, aber vielleicht fangen hier ja auch welche vorhersagetechnisch ganz bei 0 an), und danach dann auch noch ein paar spezielle (soweit mir dann auch bekannt ). Ich werde dann nach und nach in diesem Thread Erklärungen zu den verschiedenen Karten posten. Nachher kommt die erste Karte, das hier soll erst mal nur die Threaderöffnung sein.

Inhaltsverzeichnis:

1. Geopotential 500 hPa/Bodendruck
2. Geopotential 850 hPa/Temperatur 850 hPa
3. Pseudopotentielle Temperatur 850 hPa/Bodendruck
4.1 300 hPa Geopotential + Vorticityadvektion/500 hPa Geopotential + Vorticityadvektion (Teil 1)
4.2 300 hPa Geopotential + Vorticityadvektion/500 hPa Geopotential + Vorticityadvektion (Teil 2)


MfG
Jan Hinrich

Edit: Inhaltsverzeichnis eingefügt durch Markus.

Servus Jan-Hinrich,

klasse, dass du dich mal wieder meldest und klasse, dass du ein Tutorial für die Wetterkarten erstellst. Es gibt ja immer wieder Fragen von Leuten, die sich noch nicht so auskennen, da ist das ganz prima, wenn mal alles erklärt wird. Ich hoffe auch, dass noch einige Fragen von den Leuten gestellt werden, damit sich der Thread auch wirklich lohnt!

Alles Gute

Max

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Es gibt immer zwei Gründe für eine Entscheidung, nämlich eine offizielle und eine tatsächliche. Manchmal sind beide gleich, aber oft unterscheiden sie sich weit von einander.

Hallo Jan Hinrich,

das finde ich klasse, wenn du das wirklich machen würdest. Die meisten Karten verstehe ich eigentlich , nur bei dem lesen von Soundings hab ich meine Probleme.

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Gruß aus Dortmund.

Wetterbeobachtung mit Vantage Pro 2 seit Oktober 2008

1. Geopotential 500 hPa/Bodendruck

Dies ist die Grundkarte einer jeden Vorhersage.
Der erste Blick einer jeden Vorhersage sollte auf diese Karte fallen. Sie zeigt die Großwetterlage und mit etwas geübten Augen kann man später auch schon eine Menge anderer kleiner Schlüsse daraus ziehen. Das erlernt man dann mit den Parametern aus den detaillierteren Karten. Dazu aber später mehr, heute erst mal eine seichte Einführung. Die Karte zeigt das Geopotential in 500 hPa, einfach gesagt die Höhe der 500 hPa-Fläche in geopotentiellen Metern (1 gpm = ca. 10 Meter), und den wohl jedem bekannten Bodendruck. Dazu noch ein dritter Parameter, auf den später noch mal kurz eingegangen wird. Tiefes Geopotential entspricht einem Tiefdruckgebiet in der Höhe, hohes Geopotential einem Hochdruckgebiet. Ein Gebiet tiefen Geopotentials in der Höhe ohne eigenen Kern nennt man einen Höhentrog, ein Gebiet hohen Geopotentials ohne eigenen Kern einen Höhenkeil. Hierbei muss man das Geopotential immer im Bezug zur Umgebung sehen. Das Geopotential kann zwar vom Betrag her hoch sein, wird es jedoch von noch höherem Geopotential umgeben hat man trotz hohem Geopotential ein Höhentief bzw. einen Höhentrog, umgekehrt Höhenhoch bzw. Höhenkeil. Ebenfalls aufzuführen, ist der sogenannte Kaltlufttropfen. Die Kaltlufttropfen, stehen nicht in Verbindung mit einem ausgeprägten Bodentief. Diese KLT besitzen abgeschlossene Isohypsen. Sie befinden sich sehr gerne, am Rand von Hochdruckgebieten. Sie können wie das Fettauge umherschwimmen, und sind daher bei Niederschlagsprognosen sehr sehr schwierig zu berechnen. Am Boden verhält es sich genau so, hier wird der Druck aber in den wohl allen bekannten Hectopascal (hPa) angegeben. Die Druckgebilde in der Höhe und am Boden können auf verschiedene Weise interagieren, dazu aber bei späteren Karten mehr.



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Hier die erste Beispielkarte. Auf dieser Karte habe ich die Isohypsen (= Linien gleichen Geopotentials), normalerweise schwarz auf den wetter3-Karten, bunt dargestellt. Die 552gpdm Linie ist die sogenannte "Polarfront". Es ist großskalig gesehen die Zone, in der ein Luftmassenaustausch zwischen dem subtropischen Hochdruckgürtel und der polaren Hochdruckzelle stattfindet. Dies geschieht durch die rege Tiefdruckaktivität in der Westdrift. Die blau-grünen bis lila Farben des dritten Parameters auf der Karte (realtive Topographie 500-1000, entspricht i.e. der mittleren Temperatur der Luftmasse zwischen den angegebenen Druckflächen, da Höhentiefs kalt und Höhenhochs warm sind lässt sich so recht zuverlässig tiefes und hohes Geopotential bestimmen) zeigen i.e. den Bereich tiefen Geopotentials, die gelben bis roten den Bereich hohen Geopotentials. Wie man sieht erstreckt sich vom Nordmeer bis zur iberischen Halbinsel eine große blau-lila Zone. Hier befindet sich tiefes Geopotential. Es ist weiterhin kein abgeschlossener Kern in den Isohypsen (hier die blauen Linien) zu erkennen, daher ist das Ganze ein ausgedehnter Höhentrog. In seinem Bereich befindet sich kalte Höhenluft. Über dem Atlantik dagegen befindet sich ein ebenso ausgedehnter Bereich gelber bis orangener Farbe. Hier findet man also hohes Geopotential. Im Nordteil sind die Isohypsen (hier die orangenen Linien) nicht abgeschlossen, d.h. hier spricht man von einem Höhenkeil. Über dem Atlantik findet sich aber ein abgeschlossener Kern, hier befindet sich ein Höhenhoch. Die Luft ist hier in der Höhe warm. Wie man sieht befindet sich unter dem Höhentief/-trog auch vorwiegend tiefer Bodendruck, umgekehrt unter dem Höhenhoch/-keil hoher Bodendruck. Die Zone zwischen den beiden Druckgebieten in der Höhe nennt man Frontalzone. Hier sind die Isohypsen oft stark gedrängt und es weht ein starker Wind in der Höhe, der „jetstream“. In dieser Zone finden auch die meisten Zyklogenesen statt, bei starkem Gradienten (d.h. starkem „jetstream“) und hohen Tempeaturunterschieden auf engem Raum auch kräftige Sturmzyklonen. Bei den Höhendruckgebilden sowie bei den Bodendruckgebilden gilt, dass der Wind im Hoch im Uhrzeigersinn und im Tief gegen den Uhrzeigersinn strömt. Bei Trögen und Keilen gilt das auch, nur strömt die Luft hier natürlich nicht 360° entlang, wie bei einem abgeschlossenen Kern. Zum Schluss noch ein kurzer Kommentar zu einer Sonderform des Höhentiefs, dem sogenannten Kaltlufttropfen. Dies ist ein nur in der Höhe ausgeprägtes Tief, welches dort auch mit Kaltlfut angefüllt ist. Am Boden darf kein dazugehöriges Tief ausgeprägt sein, sonst wird das Höhentief nicht als Kaltlufttropfen bezeichnet. Ein Kaltlfuttropfen kann in am Boden eigentlich stabilen Verhältnissen, z.B. am Rande eines kräftigen Bodenhochs trotzdem für nass-kaltes Wetter sorgen, da oft erwärmte Bodenluft von der höhenkalten Luft des Kaltlufttropfens überlagert wird. Das soll es nun fürs erste mit einem seichten Auftakt gewesen sein. Nun kann man schon etwa die Höhendruckgebilde erkennen, einteilen und weiß, was für Eigenschaften sie besitzen. In den nächsten Karten schreibe ich dann etwas über die Großwetterlagen, die von den Druckgebilden ausgehen, und die dementsprechenden Prozesse, die von ihnen ausgelöst werden. (Dynamik, Advektion) Danach kommen dann die Karten, die den Zustand der Luftmasse beschreiben.

Übrigens: Falls mir etwas noch nachträglich etwas zu einer Erklärung einfällt, bearbeite ich das und schreibe es hinter die Überschrift (z.B. Update 20.5.2010), so dass man weiß, dass etwas Neues hinzugefügt wurde und man nicht ständig alle Texte überprüfen muss.

Ich habe mir zunächst einmal vorgenommen mindestens eine Karte pro Woche zu erklären, d.h. es wird schon bald Neues geben. Ich habe auch alle Karten gespeichert, so dass ich sie wieder neu einfügen kann, falls welche "ausfallen".

Falls euch irgendwas auffällt oder ihr Fragen habt, könnt ihr die natürlich jederzeit stellen, und haltet euch bloß nicht zurück, weil ihr vielleicht denkt eure Frage sein dämlich oder zu banal, das gibt es nicht. Genau das hat mich nämlich auch früher immer aufgehalten mich früher näher mit den Karten zu beschäftigen und das ist unnötig.

Vielleicht könnte man für Fragen aber einen Extra-Thread einrichten, damit in diesem wirklich nur die Erklärungen alle ununterbrochen hintereinander stehen.

MfG
Jan Hinrich

2. Geopotential 850 hPa/Temperatur 850 hPa

Nachdem wir letztes Mal in der Höhe (500 hPa) und am Boden analysiert haben, treffen wir uns dieses Mal dazwischen auf 850 hPa. War die 500 hPa Geopotentialkarte vor allem dazu gut, sich einen ersten Überblick über die gesamte Lage zu schaffen, ist die 850 hPa-Karte vor allem dazu geeignet, sich einen Überblick über die Temperaturverhltnisse zu schaffen, d.h. Advektion von Luftmassen. Am Boden können sich im Temperaturfeld Unregelmäßigkeiten zeigen, z.B. durch größere Gewässer oder Bergzüge und in der Höhe ist die Luftmassenadvektion oft nicht so stark ausgeprägt und manchmal auch nicht gleich der Bodenadvektion. In 850 hPa findet man dagegen oft relativ deutliche „Temperaturbereiche“. Da man in vielen Fällen von der 850 hPa-Temperatur grob auf die Bodentemperatur schließen kann, ist sie in vielen Modelldiskussionen gerne genommen, im Sommer (Höchsttemperatur) wie im Winter (Schnee oder Regen). Bodennahe Effekte (Inversionen, einstrahlungshemmende Bewölkung) können aber auch die Bodentemperatur beeinflussen, völlig ohne Reflektion sollte man die 850 hPa-Temperatur also auch nicht umrechnen. Jedenfalls kann man im Sommer bei Einstrahlung grob 15°c zur 850 hPa-Temperatur dazu zählen. Man kann anhand der 850-hPa-Karte aber auch gut die Auswirkungen der aktuellen Wetterlage erkennen. Es gibt zunächst einmal zwei Überarten von Großwetterlagen, zonal und meridional. Daneben gibt es zwar auch Mischformen beider Lagen, aber das interessiert jetzt nicht so, es kommen dann halt Merkmale beider Formen drin vor. Zudem gibt es natürlich dann noch jede Menge Unterarten der beiden Überarten, aber zunächst einmal das Grobe.



Hier sehen wir eine typische meridionale Großwetterlage. Was eine meridionale Lage vor allem ausmacht ist, dass die Advektionsprozesse in Richtung der Längenkreise stattfinden, d.h. auf der Tief- (bzw. Trog- im weiteren schreibe ich aber aus Übersichtlichkeitsgründen nur noch Tief-)vorderseite grob von Süd nach Nord, auf der Rückseite grob von Nord nach Süd. Die Richtung kann immer ein wenig variieren, z.B. Nordost nach Südwest (wie auf der Karte), aber die grobe Richtung ist fast immer Nord-Süd. Dies hat zur Folge, dass starke Luftmassentransporte von Nord nach Süd bzw. umgekehrt stattfinden. Warmluft wird auf der Tiefvorderseite nach Norden advehiert, Kaltluft auf der Rückseite nach Süden. Dies kann man gut auf der Karte nachvollziehen. Hier sieht man über den britischen Inseln das für eine meridionale Lage essentielle Blockadehoch, aufgrund seiner häufigen Form auch Omega-Hoch genannt. An den beiden Flanken befinden sich die oft als flankierende Tröge bezeichneten Tiefs. Diese Lage ist oft sehr stabil und kann unter Umständen mehrere Wochen anhalten. Der linke flankierende Trog schickt auf seiner Vorderseite wie auf der Karte zu erkennen massiv Warmluft nach Norden. Die 0°c-Isotherme erreicht mitten im Winter fast die Südspitze von Grönland. Durch die Warmluftadvektion steigt das Geopotential an der West- und Nordflanke des Hochs und dieses wird ständig regeneriert. Ähnlich verhält es sich an der rechten Flanke. Hier wird beständig Kaltluft nach Süden (in diesem Fall nach Südwesten) geschaufelt, die -15°c-Isotherme hat es sich über Frankreich gemütlich gemacht. Dies sorgt für einen anhaltenden Geopotentialfall am rechten flankierenden Trog und die Regeneration von diesem. Fertig ist die stabile,über eine gewisse Zeit sich selbst erhaltende Lage. Die Intensität der Kalt-bzw. Warmluftadvektion hängt mit der Amplitude des Trog/Keil-Systems zusammen. Je größer die Amplitude und je „steiler“ (d.h. je vertikaler) die Isohypsen, desto intensiver ist der Luftmassentransport und die Stabilität der Lage. Im Extremfall einer meirdionalen Wetterlage sind die Isohypsen sogar rückläufig von Nordost nach Südwest und es kann sich eine „gestörte Zirkulation“ aufbauen, bei der die Luftmassentransporte aus den normalen Mustern geraten, so wie es im letzten Winter öfters der Fall war und uns den kühlen und schneereichen Winter beschert hat. Am Tiefdruckgebiet einer meridionalen Wetterlage kommen bei richtiger Lage des Tiefs (GB, Westfrankreich, Biskaya) auch öfters Schwergewitterlagen vor. Es herrscht dann massive Advektion von subtropischer Heißluft vor, in der bei trogvorderseitiger Hebung Schwergewitter sprießen können. Aber dazu später mehr. Genau so kann uns eine meridionale Lage aber auch unterkühltes Wetter bringen, wenn der Tiefschwerpunkt über Mitteleuropa oder knapp östlich liegt. Dann findet Kaltluftadvektion aus Norden statt und es fallen zahlreiche Schauer. Die für den Normalbürger im wahrsten Sinne des Wortes „goldene Mitte“ findet man unter dem Blockadehoch. Hier ist es freundlich und warm, sowie meistens störungsfrei. Die meridionale Wetterlage ist also für eine ganze Vielfalt an Wetterereignissen verantwortlich, es kommt nur darauf an, wo man am Ende liegt. Dies kann man anhand der 850 hPa-Karte grob nachvollziehen, ob man im Warm- oder im Kaltluftmilieu liegt, und wie stabil diese Wetterlage ist.

Nochmal zusammengefasst:

- meridionale Wetterlagen sind gekennzeichnet durch Nord-Süd Advektionsprozesse
- es gibt ein Blockadehoch und zwei flankierende Tröge
- diese Wetterlage ist für Warm- und Kaltlufteinbrüche verantwortlich und oft stabil
- je höher die Amplitude der Druckgebilde, desto intensiver sind die Luftmassentransporte



Diese Karte zeigt die typische zonale Großwetterlage. Die zonale Wetterlage, oft auch vereinfachend Westdrift oder auch einfach Westlage genannt, wird durch Luftmassenadvektion entlang der Breitenkreise, d.h. von West nach Ost oder von Ost nach West. Auch hier gilt das wieder grob, aber es ist wohl weniger variabel, als bei der meridionalen Lage. Bezieht die meridionale Lage ihre Energie und Erhaltung aus dem Luftmassentransport in Nord-Süd-Richtung und Blockade der Westdrift, ist es bei der zonalen Lage erstmal allgemein gesagt das Auftreten von starken Gegensätzen auf engem Raum. Das gilt sowohl für Temperatur als auch für den Druck. Die Druckverteilung bei der zonalen Wetterlage besteht aus vier interagierenden Druckgebilden, dem „Viererdruckfeld“. Hierbei stehen sich über Kreuz jeweils ein Hoch und ein Tief gegenüber. Nun advehiert die subtropische Hoch-Tief-Kombination (auf der Karte ist nur das Hoch, bei diesem Paar das östliche Druckgebilde, zu sehen) subtropische bis tropische Warmluft in Richtung Frontalzone. Das polare Paar (auf der Karte ist nur das Tief zu sehen, bei diesem Paar der rechte „Partner“) advehiert in die selbe Region polare Kaltluft. Diese bilden nun in der Region eine starke, im Fall sehr ausgeprägter Winterwestlagen sehr starke bis extreme Frontalzonen. Dies resultiert in starker Drängung von Isothermen und Isohypsen im betroffenen Gebiet. Durch den starken Druckgradienten bildet sich ein Starkwindband, der „jetstream“, der rasend schnell auf der Südeite des polaren Tiefs nach Osten strömt. Im stärksten Bereich des „jetstreams“ dem sogenannten „jetstreak“ können extreme Windgeschwindigkeiten auftreten, die im Winterhalbjahr die Bildung von Schnellläufer-Sturmtiefs begünstigt. Weiterhin sind hier durch das Viererdruckfeld starke Temperaturunterschiede vorhanden. Bildet sich innerhalb dieses Bereichs eine Störung, kann sich diese im hochenergetischen und -dynamischen Umfeld oft rasend schnell zu einem Orkantief entwickeln. Im Sommer ist der Effekt durch die Abschwächung der Temperatur- und Druckgegensätze in der Höhe abgeschwächt, die zonalen Wetterlagen sind wesentlich schwächer und treten seltener auf. Trotzdem können sie auch im Sommer auftreten. Blicken wir nun auf die Beispielkarte. Die beiden Druckgebilde (mit ihren außerhalb des Kartenausschnitts befindlichen Partnern) schaffen im Eingangsbereich des „jetstreams“ typischerweise wie auch hier bei Neufundland starke Temperatur- und Druckgegensätze. Die -20°c- und die +5°c-Isotherem befinden sich auf engem Raum. Ausgehend davon befindet sich eine Luftmassengrenze und ein Starkwindband in der Höhe an der Südseite des polaren Tiefs. In diesem Beispiel haben sich auch schon zahlreiche Wellen gebildet. Diese verwellen dann die Luftmassengrenze, beziehen die energiereiche Tropenluft in ihren Kern ein und lassen die Kaltluft auf ihrer Rückseite kurz einbrechen. Das ganze findet aber kaum in größeren Mengen in Süd-Nord-Richtung statt. Das sich verstärkende Tief rast als Orkantief (im Sommer treibt es als moderates Tief) in Richtung Europa. Einigen wird es vielleicht schon aufgrund des Datums aufgefallen sein, das Beispieltief auf der Karte auf dem Mittelatlantik ist kein anderes als Schwerorkan „Klaus“, welcher ca. 12 Stunden später als typischer zonaler Schnellläufer über Spanien und Frankreich marodieren sollte. Über BeNeLux liegt das vorherige Produkt der selben zonalen Wetterlage, „Joris“. Oft schickt die selbe „zonale“ Wetterlage mehrere Tiefs wie an einer Kette über die betroffene Region. Die Westlage sorgt bei vermehrtem Auftreten für verregnete und kühle Sommer, sowie stürmische und milde Winter. Da sich die Westlage nicht als ganzer Gürtel um den Globus zieht muss sie ja auch irgendwo enden. Dies geschieht meist durch ein blockierendes Hoch. Hier müssen die anstürmenden Tiefs nach Norden oder Süden ausweichen. Für die Region, über der dies passiert, steht dann die sogenannte winkelförmige Westlage an. Gefürchtet ist diese Lage bei Winterfans in Mitteleuropa, wenn sich über Russland durch ausgedehnte Schneedecken das oft sehr starke „sibirische Kältehoch“ bildet und eine Westdrift über dem westlichen Europa nach Norden abbiegen muss. Dies sorgt dann für die berühmt-berüchtigte und gefürchtete „Südwestpampenlage“.

Nun ist eine zonale Wetterlage in den meisten Köpfen mit einer Westdrift über Mitteleuropa und einem Islandtief verbunden, es gibt aber auch die eher exotische Form, die Mitteleuropa quasi eine „Ostdrift“ beschert, die südliche Westlage. Hier ziehen die Westlagentiefs auf einer sehr südlichen Zugbahn über das Mittelmeer und bringen dort heftige Niederschläge. Über Mitteleuropa kann es, je nachdem, ob die Lage eher antizyklonal oder zyklonal ist, trocken-kalt, oder feucht-kalt sein.

Nun nochmal ein Schnellüberblick über die zonale Wetterlage:

- die Advektion findet in West-Ost-Richtung statt
- im Eingangsbereich sorgt ein Viererdruckfeld für starke Temperatur- und Druckgegensätze
- im dadurch entstehenden „jetstream“ entsteht eine günstige Zone für Störungen, die nach Osten ziehen, oft mehrere hintereinander
- im Winter entstehen hier bei sehr günstigen Bedingungen die Schnellläufer-Stürme, im Sommer ist die Westlage insgesamt schwächer
- Sonderformen sind die „winkelförmige Westlage“ und die „südliche Westlage“

Nun kann man sich noch fragen, wie solche Lagen unterbrochen werden können. Meridonale Lagen können durch kippen der Advektionsprozesse zurück Richtung West-Ost unterbrochen werden. Wird die Strömung weniger steil, beginnen die Höhendruckgebilde langsam zu wandern, da sich die Temperaturadvektion mit daraus folgendem Geopotentialaufbau, bzw. -abbau wieder mehr nach Osten richtet und die Tröge und Keile sich fortpflanzen. Eine gemischt zonale-meridionale Lage entsteht, danach werden die Karten dann neu gemischt. Die zonale Lage bricht meistens durch die Bildung eines sehr starken Tiefs ab, das die Luftmassenadvektion ein wenig aufsteilt, so dass die „Westautobahn“ ins Stocken kommt und abbremst. Meist entsteht dann auch erst eine gemischt zonale-meridionale Lage und danach offene Fortsetzung.

In der 850 hPa-Temperaturkarte kann man sich schnell einen Überblick über die großeräumigen Temperaturverhältnisse bilden. Wie ist die Luftmasse temperiert, die über mir lagert? Welche Wetterlage herrscht vor? Ist die Wetterlage eventuell noch länger stabil? Welche Wettererscheinungen sind durch die Großwetterlage zu erwarten?

Soweit zur 850-hPa-Karte und ein kurzer Überblick über die Großwetterlagen. Fragen und Kritik sind wie immer erwünscht. Nächstes Mal gibt’s dann im Teil 3 die pseodopotentielle Temperatur.

MfG
Jan Hinrich

3. Pseudopotentielle Temperatur 850 hPa/Bodendruck

Im dritten Kapitel geht es um die pseodopotentielle Temperatur,auch äquivalentpotentielle Temperatur oder „Theta-E“ genannt. Sie berücksichtigt zusätzlich zur absoluten Temperatur der Luftmasse die durch Wasserdampf enthaltene latente Wärme. Die pseudopotentielle Temperatur einer Luftmasse ergibt sich dadurch, dass sie theoretisch gehoben wird, bis alle Feuchtigkeit auskondensiert ist und dann wieder trockenadiabatisch auf das Ausgangsniveau zurückgeführt wird. Einfacher gesagt ist also die pseudopot. Temperatur ein Maß sowohl für die Temperatur, als auch für die Feuchte einer Luftmasse. Beide Werte sind aber innerhalb der Größe unabhängig, d.h. eine warme und trockene Luftmasse kann theoretisch die selbe pseudopot. Temperatur haben, wie eine kühle und feuchte Luftmasse. Wofür kann man die pseudopot. Temperatur nun auf Grundlage dieser Informationen benutzen? Zunächst einmal kann man meist sehr zuverlässig Bodenfronten analysieren, da an einer Front meist ein Temperatur- und Feuchtesprung vorhanden ist, d.h. die pseudopot. Temperatur aufgrund der Änderung beider relevanter Parameter selbst bei schwachen Fronten analysierbar anspringt, bei normalen bis starken Fronten sowieso. Weiterhin kann man z.B. mit der pseudopot. Temperatur auch den Energiegehalt einer Luftmasse abschätzen, z.B. eventuelle Trockeneinschübe in einer temperaturhomogenen Luftmasse, was bei regionalen Verteilungen von Gewitteraktivität in einem Warmsektor hilfreich sein kann (wozu man aber auch den Taupunkt benutzen kann). Beschäftigen wir uns nun aber erst mal mit den Fronten.



Hier eine Beispielkarte der pseudopot. Temperatur. Ein Tiefdruckgebiet, bei dem man die Fronten besonders gut erkennen kann liegt über dem Atlantik. Auf eine Bodenfront deutet immer ein gewisser Gradient hin, d.h. eine Drängungszone der pseudopot. Temperatur. Die Drängungszonen in den Frontbereichen sind hier sehr ausgeprägt. Die Warmfront (rot) befindet sich im Bereich stromaufwärts steigender pseudopot. Temperatur. Hierbei ist es wichtig die Warmfront immer am warmen Rand der stärksten Drängung der pseudopot. Temperatur zu zeichnen. Andersherum liegt die Kaltfront (blau) immer im Bereich stromaufwärts sinkender pseudopot. Temperatur. Die Kaltfront wird ebenfalls immer am warmen Rand der Drängung gezeichnet. Dies liegt daran, dass der Warmlufteinschub in der Höhe beginnt und am Boden endet, die Bodenfront liegt also am warmen Ende der Front. Bei der Kaltfront ist es genau umgekehrt, der Kaltlufteinbruch beginnt am Boden und endet in der Höhe, daher liegt auch hier die Bodenfront auf der warmen Seite. Wie man auf der Karte sieht, befindet sich im Warmsektor feucht-warme Luft, auf der Rückseite des Tiefs dringt kühle bis kalte Luft vor.

Der Charakter einer Warmfront ist meist von straiformen Aufgleitniederschlägen bestimmt. Dies kommt daher, dass bei einer Warmfront die warme Luft auf die kalte Vorderseitenluft aufgleitet. Dies ergibt eine sehr stabile Schichtung, die keine Konvektion zulässt. Wieder ist dies bei der Kaltfront genau andersherum. Die rückseitige Kaltluft stößt unter die Warmsektorluft von und hebt damit die warme Luft, was im Frontbereich Konvektion auslöst. Im Bereich von Kaltfronten sind also bei labilen Warmsektoren oft (aber nicht immer) Gewitter anzutreffen, nicht selten aber auch im Bereich einer vorlaufenden Konvergenz.

Die dritte Front im Bunde, die Okklusion (rosa), entsteht ganz grob gesagt, wenn die Kaltfront die Warmfront “einholt”. Sie ist im Feld der pseudopot. Temperatur an einer Zunge erhöhter Werte eingerahmt von geringeren Werten zu erkennen. Oft dreht sie sich leicht hinter dem Tiefkern ein, wie auch auf der Bespielkarte. Im Bereich der Okklusion bilden sich oft ausgedehnte Regegebiete, ist sie auf der Rückseite eines Tief schon von der Höhenkaltluft eines Trogs beeinflusst, kann sie durch die Labilität auch konvektiv geprägt sein. Am Okklusionspunkt eines Tiefs kann oft besonders starker Niederschlag ausgelöst werden, da besonders starke und großflächige Hebung der feucht-warmen Warmsektorluft herrscht.

Der Charakter einer Front ist natürlich auch immer vom synoptischem Umfeld geprägt. Labilität und Dynamik spielen immer eine Rolle bei der Intensität der Front. Wie man diese Faktoren einschätzen kann und welche verschiedenen Varainten es gibt, werden wir auf späteren Karten sehen.

Tiefdruckgebiete entstehen fast immer als Störung einer Frontalzone. Daher sind Wam- und besonders Kaltfronten immer wieder Schauplätze von Wellenbildungen. Besonders gerne bilden sich Wellen an langen, strömungsparallelen Fronten. Wie so eine Kalt- bzw. Warmfrontwelle in der Karte aussieht, sehen wir uns nun in ein paar Bespielen an, zunächst die häufigere Kaltfrontwelle.



Mal wieder das Beispiel um die beiden Winterstürme “Joris” und “Klaus”. Die Kaltfront von Joris erstreckt sich lang quer über den Atlantik. Über dem mittleren Atlantik “biegt” sich dann die Luftmassengrenze leicht in die andere Richtung, hier findet wieder Warmluftadvektion statt, die Kaltfront geht in eine Warmfront über. Die dazugehörige Welle, Klaus, ist überdeutlich im Bodendruckfeld zu erkennen. Das baldige Tiefdruckgebiet hat sich also im Bereich der Kaltfront von “Joris” gebildet, es ist also eine Kaltfrontwelle. Hier noch ein weiteres Beispiel.



Hier geht die Kaltfront direkt von dem Zentratief der Westlage aus. Auch hier geht die Kaltront irgendwann in die typische wellenförmige Biegung über, die die beginnende Warmfront der Welle andeutet. Auch hier ist die Welle im Bodendruckfeld sehr gut zu erkennen.

Kaltfrontwellen sind einerseits typisch für aktive Westlagen, wenn sich an der langen Kaltfront des Zentratiefs immer neue Wellen bilden, die sich dann bei günstigen dynamischen Bedingungen zu Sturm- und Orkantiefs mausern können. Andererseits bilden sich sie, wie oben schon kurz erwähnt, an strömungsparallelen Kaltfronten. In synoptischen Übersichten ist dann oft von einer “wellenden Kaltfront” die Rede. So eine Kaltfront kann dann mit immer wiederkehrender Warmluft an den Wellentiefs für eine mehrtägige Regen- oder Gewitterlage über der selben Region sorgen.

Weitaus seltener sind die Warmfrontwellen.



Hiebei bildet sich, wie man am Namen ja nun schon vermuten kann, die Welle nicht an der Kaltfront des “Muttertiefs”, sondern an der Warmfront. Im Beispiel sieht man, wie die Warmfront des Tiefs bei Neufundland sich langsam “umbiegt” und in die wellenfrömige Struktur der Warmfrontwelle übergeht. Hier besitzt das Tief aber schon einen eigenen Kern, daher ist es rein formal schon ein Wellentief. Aber entstanden ist es aus einer Warmfrontwelle. Warmfrontwellen sind wie gesagt eher die Exoten unter den Wellen. Sie können sich oft nicht etablieren, da die Warmfront eines Tiefs meistens unter einem Keil in der Höhe liegen und daher wenig dynamischer Antrieb vorhanden ist. Eine besonders prominente Warmfrontwelle war das Sturmtief “Quimburgia” aus dem November 2004. Hier noch ein weiteres Bildbeispiel für eine Warmfrontwelle.



Das war es nun erst Mal zur pseudopotentiellen Temperatur. Grob zusammengefasst kann man mit ihr einerseits den absoluten Energiegehalt einer Luftmasse erkennen (absolute Wärme + latente Wärme) und damit gut Luftmassenwechseln, d.h. Bodenfronten analysieren.

In Teil 4 werden wir dann erstmals in den dynamischen Bereich gehen mit der Vorticityadvektion.

Falls eurer Meinung nach etwas ergänzt werden müsste schreibt es in den Fragethread!

MfG
Jan Hinrich

HI,

übers Wochenende hatte ich leider so gut wie keine Zeit etwas zu schreiben und die Vorticityadvektion ist auch noch ein besonders umfangreiches Thema, von soher wird es noch ein paar Tage dauern.

Sorry!

MfG
Jan Hinrich

So nachdem ich nun zwei vollgestopfte Wochen hinter mir habe, habe ich nun immerhin den ersten Teil zur Vorticityadvektion fertig und stelle ihn hier nun schon mal ein, damit ihr mal wieder was zu lesen habt.

Teil 2 kommt dann wieder pünktlich in einer Woche!

4.1. 300 hPa Geopotential + Vorticityadvektion/500 hPa Geopotential + Vorticityadvektion (Teil 1)

Wenn es um synoptische Vorhersagen geht, fällt in ganz verschiedenen Situationen das Wort „Vorticityadvektion“. Doch was ist Vorticityadvektion? Das könnte man noch relativ einfach beantworten, die Advektion von Vorticity. Dann aber eine nicht mehr ganz so triviale Frage, was ist denn Vorticity?

Die Frage genau zu beantworten würde sicherlich einige Seiten brauchen. Daher ist einfach gesagt ist die Vorticity das Maß des Wirbels in einer Luftmasse, oft wird das Wort Vorticity mit „Wirbelhaftigkeit“ übersetzt. An Orten, wo eine Luftmasse durch dynamische Einflüsse in eine Wirbelbewegung versetzt wird, ist die Vorticity hoch, sonst niedrig. Die Frage ist nun wo und warum hohe Werte der Vorticity auftreten. Wenn man sich nun mal einen Jetstream vorstellt mit einem Höhentief im Norden und einem Höhenhoch im Süden, dann befindet sich meist ein “jetstreak” zwischen den beiden Druckgebilden mit zu den Kernen hin schwächer werdendem Druckgradienten. Der Wind nimmt folglich auch vom “jestreak” zu den Kernen ab. Wenn man sich nun ein Luftmassenpaket parallel zu den Isohypsen auf der zyklonalen Seite vorstellt, liegt das südliche Ende des Luftpaketes im Bereich hoher Windgeschwindigkeiten des “jetstreaks” und der nördliche Teil im Bereich niedriger Windgeschwindigkeiten in Kernnähe des Höhentiefs. Der südliche Teil dieses Luftpaketes wird also stärker beschleunigt, als der nördliche Teil. Folglich wird dieses Luftpaket in Rotation versetzt. Auf der antizyklonalen Seite befinden sich die hohen Windgeschwindigkeiten auf der Nordseite des Luftpaketes und die niedrigen auf der Südseite. Es kommt ebenfalls Rotation ins Luftpaket, allerdings in die andere Richtung, als auf der zyklonalen Seite. Diese Art der Verwirbelung der Luftmasse wird durch (Geschindigkeits-)Scherung verursacht, daher nennt man die ausgelöste Vorticity auch Scherungsvorticity. Zyklonal (positiv) auf der zyklonalen Seite, antizyklonal (negativ) auf der antizyklonalen Seite. Aber es gibt nicht nur die Scherungvorticity. Auch ein anderer Faktor spielt bei der Gesamtvorticity eine Rolle. Wenn man sich eine Luftmasse im “jestream” vorstellt, die in eine “Kurve” gerät, dann bekommt diese Luftmasse durch die Kurvenbewegung eine Drehbewegung. Am stärksten ist diese an der stärksten Krümmung der Isohypsen, d.h. an der Achse des jeweilgen Troges bzw. Keils. Daher nennt man diese Art der Vorticity auch Krümmungsvorticity. Auch hier unterscheidet sich die Vorticity durch die unterschiedliche Richtung des Windes um die Druckgebiete in zyklonale (positive) Krümmungsvorticity beim Trog und beim Keil antizyklonale (negative) Krümmungsvorticity.

Weiterhin gibt es dann noch andere Größen wie die Erdvorticity (durch die Corioliskraft bestimmt), aber die wird in den normalen Vorhersagen eigentlich nie beachtet. Dazu noch die Isentrope Potentielle Vorticity, die aber noch auf einer gesonderten Karte behandelt wird. Erstmal sind hier aber nur die Scherungs- und Krümmungsvorticity wichtig. Diese können sich innerhalb des Jets addieren und so für intensive Vorticitygebiete sorgen.

Wie kommt aber nun die Avektion in die Vorticity? Denn Vorticity an sich bringt noch keine Dynamik, sie muss erst noch advehiert werden. Advektion geschieht duch Wind, der nicht parallel zu den jeweiligen Isolinien weht. Je steiler der Wind auf den Isolinien steht, desto intensiver die Advektion. Advehiert nun die Strömung hohe zyklonale Vorticity in ein Gebiet niedriger zyklonaler bzw. antizyklonaler Vorticity, dann herrscht in diesem Gebiet zyklonale (positive) Vorticityadvektion. Andersherum herrscht in einem Gebiet mit zyklonaler Vorticity, in das hohe antizyklonale Vorticity advehiert wird antizyklonale (negative) Vorticityadvektion. Wenn man das nun auf das normale Trog- bzw. Keilmuster überträgt, kann man sich vorstellen, an welchen Positionen es zyklonale bzw. antizyklonale Vorticityadvektion gibt. Die höchsten Werte der Vorticity findet man meist an der Achse der stärksten Krümmung der Isohypsen. Die starke Drängung der Isohypsen muss sich zwar nicht immer zwangsläufig auf die Achse des Troges/Keils konzentrieren, aber durch die Addition der beiden Vorticityteile findet man die stärksten Werte der Vorticity, zyklonal beim Trog und antizyklonal beim Keil meist an der Achse. Wenn nun diese hohe Vorticity von der Achse mit der Strömung auf die Vorderseite advehiert wird, strömt sie in ein Gebiet niedrigerer Vorticity. Stromabwärts der Trogachse, auf der Trogvorderseite herrscht dann also zyklonale bzw. positive Vortcictyadvektion, stromabwärts der Keilachse antizyklonale bzw. negative Vorticityadvektion. Andersherum werden stromaufwärts der Trog- bzw. Keilachse niedrigere Werte der Vorticity in Richtung der Achse advehiert, wo hohe Werte der Vorticity vorherrschen. Hier findet man also konträr zur Vorderseite zyklonale Vorticityadvektion auf der Keilrückseite und antizyklonale Vorticityadvektion auf der Trogrückseite.

Dazu schauen wir uns nun mal ein paar Beispielkarten an.



Auf dieser Karte wird die Vorticityadvektion im 500 hpa-Niveau dargestellt. 2 wirklich lehrbuchhafte Tröge fallen hier auf. Der erste mitten auf dem Atlanktik weist auf seiner Vorderseite starke zyklonale Vorticityadvektion auf, auf der Rückseite starke antizyklonale Vorticityadvektion. In unmittelbarer Trogachsennähe ein rasanter Umschwung, hier findet man das Vorticitymaximum. Ein weiterer Trog befindet sich über Osteuropa, auch hier das selbe Muster. Dieser ist aber schon nicht mehr ganz so symmetrisch und besonders auf der Vorderseite durch einen Randtrog “gestört”. Im nördlichen Bereich der eingezeichneten Achse findet man ein Gebiet antizyklonale Vorticityadvektion auf der Vorderseite. Dieses gehört zu dem sehr kurzwelligen Randtrog (weiß) auf der Vorderseite. Solche Randtröge oder -keile können das eigentlich ungestört zu erwartende Muster stören. Auffallend ist weiterhin auch, dass die Vorticityadvktion unter den Keilen (hier z.B. bei Island) meist schwächer ist, als unter den Trögen. Die Vorticityadvektionsfelder sind bei weiter nicht so klar und scharf definiert, wie bei den Trögen und die Beträge auch meistens schwächer. Dies liegt vermutlich daran, dass bei Keilen der Isohypsengradient meist schwächer ist, was einerseits bedeutet, dass die Scherungsvorticity keinen großen Beitrag leistet, andererseits auch schwächere Advektion stattfindet, da diese driekt vom Wind abhängig ist.



Hier die Karte zum selben Termin, nur die 300 hPa-Vorticityadvektion. Sofort fallen im Vergleich zur 500 hPa-Vorticityadvektion die deutlich höheren Werte auf. Besonders im Bereich des Atlantiktroges sind große Flächen der höchsten Stufe der Vorticityadvektion vorhanden. Besonders markant sind die Unterschiede an der südlichen Trogachse über dem Atlantik. Ist sie im 500 hPa-Niveau nur mäßig ausgeprägt, sind die Werten in 300 hPa sehr hoch. Dies ist dann noch ein gutes Beispiel für einen weiteren Aspekt der Vorticityadvektion. Wie sicherlich fast alle wissen, führt Vorticityadvektion zu Vertikalbewegung. Zyklonale bzw. positive Vorticityadvektion zu Hebung und antizyklonale bzw. negative Vorticityadvektion zu Absinken. Allerdings ist dieser Teil der Omegagleichung nur erfüllt, wenn die Vorticityadvektion differentiell ist, d.h. sie mit der Höhe zunimmt. Nur dann tritt auch Vertikalbewegung auf. Bei dem Trog über dem Südatlantik findet man ein gutes Beispiel für differentielle Vorticityadvektion.

Was bringt uns nun die Vorticityadvektion? Nun wie schon erwähnt lässt sich aus der Vorticityadvektion Rückschluss auf die Vertikalbewegung ziehen. Allerdings gibt es auch noch andere Einflüsse auf die Vertikalbewegung. Man sollte also nicht nur auf die Vorticityadvektion schauen, besonders wenn diese nur mäßige bis schwache Werte aufweist. Dann können andere, absinkfördernde Parameter wie Kaltluftadvektion die Vorticityadvektion überkompensieren. Wenn die Vorticityadvektion aber ausreichend ist kann sie eine Vielzahl an Wetterereignissen unterstützen oder hemmen. Dazu nach der Theorie im Teil 2 mit einigen Fallbeispielen mehr.

Sooo, nach einer längeren Pause nun endlich die Fortsetzung. Sorry, aber durch erst die WM und dann die ständige Hitze hatte ich keine Lust und geistige Karft mich mit etwas größerem zu beschäftigen. Nun gehts aber hoffentlich weiter voran.

4.2. 300 hPa Geopotential + Vorticityadvektion/500 hPa Geopotential + Vorticityadvektion (Teil 2)

So, nach dem theoretischen Teil 1 kommen wir nun zu ein paar Beispielen, wie zyklonale Vorticityadvektion bestimmte Wetterereignisse beeinflussen kann. Meist ist hier nur die zyklonale Vorticityadvektion interessant, da sie die „actionreichen“ Wetterlagen unterstützt. Allerdings sollte man die antizyklonale Vorticityadvektion niemals außer Acht lassen, denn ebenso wie die zyklonale Ereignisse unterstützt hemmt natürlich die antizyklonale mit Absinken diese Ereignisse. Aber in den Beispielen schauen wir uns nun erst mal die zyklonale Vorticityadvektion an. Es gibt einige wichtige Ereignisse, die durch zyklonale Vorticityadvektion unterstützt werden, zunächst gibt es da die Zyklogenese. Differentielle zyklonale Vortcityadvektion löst ja Hebung aus, welche bei weniger Nachfluss am Boden dort Druckfall auslöst. Zyklonale Vorticityadvektion unterstützt also Druckfall und damit Zyklogenese. Besonders im Winter lassen sich hierfür am Fließband Beispiele finden. Aber wie ihr ja vielleicht schon gemerkt habt ist ein schönes Beispiel für alle Fälle der Schwerorkan „Klaus“ aus dem Winter 08/09.



Hier sehen wir eine gut ausgeprägte Westlage (über dem östlichen Mitteleuropa winkelförmige Westlage) in voller Fahrt. Die Isohypsen auf dem Atlantik verlaufen schnurgerade von West nach Ost und weisen auch eine hohe Drängung auf, d.h. es befindet sich dort ein stark ausgeprägter „jet“. Über dem Westatlantik, gerade noch im Kartenausschnitt, sehen wir eingebettet in die Westströmung einen Kurzwellentrog. Dieser ist schwach gekrümmt, aber die Isohypsen sind stark gedrängt. D.h. den überwiegenden Anteil an der Gesamtvorticity wird die Scherungsvorticity haben. Dies ist typisch für die kurzen Wellen in einer Westströmung, die oft dann erst im weiteren Verlauf mit sich stärker entwickelndem Bodentief höhere Krümmung erhalten. Auf der Vorderseite liegt eine Bodenwelle, vorderseitig der Trogachse. Sie müsste also theoretisch unter zyklonaler Vorticityadvektion liegen. Schauen wir uns mal an, ob das stimmt.



Hier sehen wir zunächst wieder die typische Verteilung der Vorticityadvektion innerhalb des Höhentroges. Auf der Rückseite antizyklonale Vorticityadvektion, an der Trogachse mit dem zyklonalen Vorticitymaximum schlagartiges Umschwenken, auf der Vorderseite zyklonale Vorticityadvektion. Dann sehen wir weiter, dass sich die Bodenwelle wirklich unter einem Gebiet starker zyklonaler Vorticityadvektion befindet. Gemäß der Annahme, dass diese Zyklogenese fördert müsste sich das Tief also rasch vertiefen. Dass die Vorticityadvektionswerte so hoch sind liegt zum einen daran, dass durch die dicht gedrängten Isohypsen sehr hohe Scherungsvorticity bereitgestellt wird, zum anderen aber auch durch den starken Wind die Advektionsprozesse entsprechend hoch ausfallen.



12 Stunden später. Sofort sehen wir, dass sich unsere Vermutung bestätigt und unsere Welle sich stark vertieft hat, genauer gesagt von 1005 hPa auf 985 hPa, d.h. 20 hPa in 12 Stunden, das ist sehr viel. Die starke zyklonale Vorticityadvektion zeigt also deutlich ihre Wirkung. Noch immer liegt das Tief günstig auf der Vorderseite der Trogachse. Die Drängung der Isohypsen ist weiterhin sehr stark, d.h. es wird weiterhin starke Scherungsvorticity vorhanden sein. Mit dem sich entwickelnden Bodentief und den in Gang kommenden leicht meridionalen Temperaturadvektionen auf der Vorder- und Rückseite beginnt sich durch Geopotentialfall auf der Rückseite durch Kaltluftadvektion der Höhentrog auch in der Krümmung zu verschärfen. Da Krümmungsvorticity und Scherungsvorticity sich addieren, kann man eine weitere Zunahme der Gesamtvorticity und damit auch der zyklonalen Vorticityadvektion auf der Vorderseite erwarten.



Und tatsächlich befindet sich nun trogvorderseitig ein großer Fladen zyklonaler Vorticityadvektion mit dem höchsten Wert der Skala, man kann also vermuten, dass sich das Maximum noch in deutlich höheren Werten befindet. Jedenfalls liegt der Tiefkern nun zwar immer noch in starker zyklonaler Vorticityadvektion, hat sich aber schon deutlich der Trogachse angenähert. Eine achsensenkrechte Lage vom Bodentief zum Trog markiert in fast allen Fällen das Ende der Vertiefung, da hier keine zyklonale Vorticity mehr advehiert wird. Meist wandert das Tief dazu auch noch in Richtung des Höhentiefkerns, wo durch geringe Isohypsengradienten eh kaum noch Advektionsprozesse stattfinden. Hier befindet sich das Teif aber noch im „grünen“ Bereich für eine weitere Vertiefung.



Daher ist zu unserem letzten Beispieltermin nochmal eine Vetiefung um 10 hPa zu erkennen. Diese letzte Phase der Vertiefung vor dem “landfall” im Norden der iberischen Halbinsel machte Klaus zu einem Schwerorkan, besonders im Südwestquadranten des Tiefs (wo auch die Kaltfront und der Trogsektor liegen) ist eine extrem markante Isobarendrängung zu erkennen. Die zugehörige Trogachse hat sich dem Tiefkern weiter angenähert und liegt nun beinahe achsensenkrecht. Die Krümmung an der Achse hat weiter zugenommen, d.h. auch die Krümmungsvorticity liefert nun einen markanten Beitrag zur Gesamtvorticity. Die Scherung bleibt weiter hoch.



Das Resultat ist ein extremes Gebiet an markanter zyklonaler Vorticityadvektion. Besonders markant ist dieses vor dem südlichen Teil der Trogachse, wo die Isohypsen dichter gedrängt sind, folglich mehr Scherungsvorticity und gleichzeitig mehr Wind, d.h. Advektion vorhanden sind. Das Orkantief Klaus zieht aber langsam aus dem Gebiet der extremen zyklonalen Vorticityadvektion heraus, d.h. die starke Vertiefung wird bald stoppen. Wie wir ja aber wissen brach Klaus kurz danach als schwerster Orkan seit “Lothar” und “Anatol” 1999 über Spanien und Frankreich herein.

Die synoptische Vorgeschichte zu diesem Ereignis ist ein hervorragendes Beispiel, wie starke zyklonale Vorticityadvektion auf die Zyklogenese wirken kann. Dazu sind auch schön die Unterschiede von Scherungs- und Krümmungsvorticity deutlich geworden und wie sich beide addieren können.

Allerdings gibt es noch ein zweites “prominentes” Beispiel von Unterstützung von Wetterlagen durch zyklonale Vorticityadvektion, die Gewitterlagen, allgemeiner, die konvektiven Lagen. Konvektion wird ja allgemein durch aufsteigende Luftmassen bestimmt, daher ist es ja nur logisch, dass zyklonale Vorticityadvektion mit Hebung Konvektion stark unterstützt. Wo immer bei sommerlichen Gewitterlagen, aber auch bei winterlichen Sturmlagen/Kaltfronten zyklonale Vorticityadvektion im Spiel ist, kann man Konvektive Ereignisse erwarten. Achtung aber auch hier, Vortcictyadvektion ist nicht alles, die Omegagleichung (Hebung) wird auch noch durch andere Faktoren beeinflusst wie z.B. Temperaturadvektion (dazu später mehr). Zyklonale Vorticityadvektion alleine ist keine Garantie für Konvektion! Schauen wir uns nun in einem kleinen Beispiel an, wie starke zyklonale Vorticityadvektion konvektive Lagen beeinflussen kann.

Radarkarten habe ich nicht wirklich abgespeichert, aber ich hatte man einen Beitrag geschrieben, bei dem ein starkes Vortmax eine Rolle spielte, Radarbilder sollte man also daraus entnehmen.

16444910nx25507/wetterwissen-weather-know-how-f12/analyse-rueckblick-der-markante-3072009-im-norden-t1554.html

Es geht um den 30.7.2009. In der Nacht zog aus Westen eine Kaltfront nach Deutschland, die vor allem den Nordwesten beeinflusste. Wie man auf den Radarbildern erkennen kann, entwickeln sich zunächst an der Kaltfront verstreute Zellen, die sich dann immer mehr linienartig und kräftig organisieren. Schauen wir uns nun mal die Vorticityadvektionskarten dazu an.



Gut zu erkennen befindet sich über Westfrankreich eine markante Trogachse. Diese ist sowohl scharf gekrümmt, als auch geschert. Von soher verwundert das sehr starke Maximum an zyklonaler Vorticityadvektion auf der Achsenvorderseite nicht, ebenso wenig, wie das Maximum an antizyklonaler Vorticityadvektion auf der Rückseite. Die Vorderseite deckt sich noch nicht ganz mit der labilen Zone der Kaltfront und so wurde am Abend noch keine Konvektion ausgelöst. Dies änderte sich mit der Nacht.



Das engräumige aber sehr starke Maximum an zyklonaler Vorticityadvektion verlagerte sich weiter nach Nordwesten. Hierbei deckte es sich nun mit der Kaltfront und schaffte es die potentielle Labilität (CAPE) auszulösen. Die Hebung durch ein Vortmax ist eine Möglichkeit, eine potentiell labile Luftmasse zu aktivieren. An der Kaltfront begannen sich nun unorganisierte Zellen zu bilden.



Was wirklich beeindruckend an dieser Trogachse war, war die extreme Ausprägung der Vorticityadvektionsfelder im 500 hPa-Niveau. Die Trogachse war in diesem Niveau ebenfalls stark gekrümmt, aber auch stark geschert, eine ungewöhnlich kräftige Strömung sorgte für die nötigen Advektionsprozesse. Das Maximum an zklonaler Vorticityadvektion war hier so stark, dass man fast schon keine differentielle Advektion (mit der Höhe zunehmend) mehr hatte. Sehr gut ausgeprägt.



Gegen Morgen hatte des Maximum an zyklonaler Vorticityadvektion über Dänemark und Schleswig-Holstein extreme Dimensionen angenommen. Eine großflächiger Bereich am oberen Ende der Skala (d.h. Extremwerte deutlich darüber) tritt nun auf. Möglich gemacht durch die starke Krümmung + sehr starke Scherung. Dies bewirkte, zusammen mit der starken DLS (“deep layer shear”) die Ausbildung einer starken Linie an der Kaltfront, welche gegen 5:00 Uhr morgens mit einer starken “shelf” in Kiel ankam. Im Südosten war die Trogachse wie auf der Karte zu sehen kaum mehr aktiv, hier wurde auch keine Konvektion an der Front ausgelöst.

Starke Vorticityadvektion beeinflusst also konvektive Ereignisse erheblich, zyklonale förderlich, antizyklonale destruktiv. Auch mäßige bis teilweise schwache Beträge können konvektive Lagen beeinflussen. Es sei auch noch erwähnt, dass natürlich auch stabile Niederschlagsereignisse, z.B. an winterlichen Warmfronten, von Vorticityadvektion beeinflusst werden, denn auch hier sind natürlich Vertikalbewegungen am Werk, die durch Hebung bzw. Absinken beeinflusst werden.

Durch diese zwei Beispiele wurde nun also grob die Wirkung von Vorticityadvektion auf zwei wichtige Lagen deutlich, die Sturmtiefs und die konvektiven Lagen.

Bei Fragen wie immer einfach fragen.

MfG
Jan Hinrich