1.3 HEBUNG

1.3.2 Die Beurteilung vorhandener (sub)synoptischskaliger Hebung

Große Bereiche mit Hebung können durch die Verwendung von Daten aus numerischen Modellen vorhergesagt werden. Wenn solche Daten benutzt werden, ist es wichtig sich darüber im Klaren zu sein, dass die Vertikalbewegungen , die von einem Modell vorhergesagt werden, nicht nur aus großskaligem Antrieb für Aufwärtsbewegungen folgen.Sie können auch Vertikalbewegung in Verbindung mit Modellkonvektion beinhalten.Es ist unsinnig, die Entwicklung von Konvektion, welche auf kräftigen Vertikalbewegungen fußt, vorherzusagen, welche in Wahrheit das Resultat der Konvektion selbst ist! Daher ist es wahrscheinlich besser, sich z.B. eher der quasigestrophischen Theorie (Holton, 1992, Kapitel 6) zu bedienen, um zu beurteilen, wieviel Antrieb für Aufwärtsbewegungen vorhanden ist, anstelle auf die vertikalen Geschwindigkeitsfelder des Modells zurückzugreifen.

Die quasigestrophische Theorie sagt aus, dass Aufwärtsbewegung vorwiegend erzwungen wird durch...

Man kann nach diesen beiden Komponenten suchen, um festzustellen, ob Hebung wahrscheinlich auftritt. Eine Alternative, die ebenfalls hilfreich ist, wenn sich beide Terme aufheben, ist die Q-Vektor-Methode (Hoskins et al., 1978; Sanders and Hoskins, 1990). Die Konvergenz der Q-Vektoren impliziert Antrieb für Aufwärtsbewegungen.

Abb. 1.3 Divergenz- und Konvergenzgebiete nahe eines Troges

Beide Methoden zeigen uns, dass Aufwärtsbewegung typischerweise stromabwärts eines Troges vorliegt, wo Vorticityadvektion stattfindet. Nimmt die troposphärische Windgeschwindigkeit mit der Höhe zu, tut dies auch die Vorticityadvektion. Zusätzlich befindet gewöhnlich ein Maximum an Warmluftadvektion nahe des stromabwärts liegenden Keiles- Wir können die stärksten Aufwärtsbewegungen dort erwarten, wo ihre verknüpfte Auswirkung am Größten ist : der Ort wie in Abbildung 1.3 veranschaulicht. Auf ähnliche Weise kann abgeleitet werden, dass die stärksten Absinkgeschwindigkeiten stromaufwärts eines Troges erwartet werden können.

Abb. 1.4 Divergenz- und Konvergenzgebiete nahe eines geradlinigen Jetstreaks

Lokale Gebiete mit kräftiger Strömung oder Jetstreak sind mit einem Muster aus Aufwärts- und Abwärtsbewegungen verbunden. Im Idealfall eines geradlinigen Jetstreaks, sind der linke Ausgangsquadrant eines geradlinigen Jets und der rechte Eingangsquadrant seiner Eingangsregion mit Divergenz verbunden (Abb. 1.4). Falls der Jet in der höheren Troposphäre vorherrscht, sind Divergenz und Konvergenz in der Höhe infolge der Kontinuität entsprechend mit Konvergenz und Divergenz in der niederen Troposphäre verknüpft. Aufwärtsbewegungen können daher in den linken Ausgangs- und rechten Eingangsquadranten erwartet werden, während Absinkbewegungen in den linken Eingangs- und rechten Ausgangsregionen gefunden werden.

Abb. 1.5 3D-Darstellung der Zirkulationen in Eingangs- und Ausgangsregion eines Jets.

Diese Ströme können als Zirkulationen im Ausgangs- und Eingangsbereich eines Jetstreaks gedacht werden, wie in Abb. 1.5 veranschaulicht. Dieses Muster der Vertikalbewegung durch die Betrachtung der Scherungsvorticityadvektion mit der Höhe hergeleitet werden.

Jedoch ist die Wirklichkeit gewöhnlich ein wenig komplizierter, da die Temperaturadvektion auch wichtig ist. Warmluftadvektion kann in niedrigen Höhen in der Ausgangsregion erwartet werden und wird gewöhnlich nicht durch Kaltluftadvektion in den höheren Schichten ausgeglichen. Als Folge können Aufwärtsbewegungen in einem viel größerem Bereich als nur dem linken Ausgangsquadranten vorhanden sein. Es ist nicht ungewöhnlich, Aufwärtsbewegungen über die gesamte Ausgangsregion eines geradlinigen Jets zu finden, besonders in der niederen Troposphäre.

Im Gegenzug kann durch die Eingangsregion des Jets durchaus von Kaltluftadvektion und Absinkbewegung beherrscht werden. Nichtsdestrotrotz kann sich Warmluftadvektion in niedrigen Höhen - und folglich Aufwärtsbewegungen - weit weg von der Jetachse im rechten Eingangsquadrant befinden (Moore, pers, Kommentar). Daher können sich schwere Gewitter ebenso in der rechten Eingangsregion eines Jetstreaks bilden.

Abb.1.6 Gebiete mit Höhendivergenz und -konvergenz nahe eines zyklonal (links) und antizyklonal (rechts) gekrümmten Jetstreaks.

in Wirklichkeit sind Jetstreaks oft nicht geradlinig, sondern zyklonal oder antizyklonal gekrümmt. Man kann sich das als Überlagerung eines Troges oder Keiles mit einem Jet vorstellen. Die resultierenden Divergenz- und Konvergenzmuster sind in Abb 1.6 gezeichnet. Im Fall eines zyklonal gekrümmten Jets neigt die Divergenz dazu, besonders in der gesamten Ausgangsregion sehr stark zu sein, während ein antizyklonaler Jet mit Divergenz in seiner gesamten Eingangsregion verbunden ist (Moore und Vanknowe, 1992).

Aufstieg in kleineren Skalen kann genaustens mit der Q.G.-Omegagleichung festgestellt werden, indem die frontogenetische Funktion betrachtet wird. Wo die frontogenetische Funktion ungleich Null ist, ändert sich der horizontale Temperaturgradient, was bedeutet, dass das thermische Windgleichgewicht gestört ist. Um das thermische Windgleichgewicht wiederherzustellen, entwickelt sich eine ageostrophische Strömung von der kalten zur warmen Luft am Boden und in entgegengesetzter Richtung darüber. Eine Bodenwindkonvergenz kann auf der warmen Seite des Gradients in Verbindung mit Aufwärtsbewegungen an solchen Orten erwartet werden.

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