Schichtdickenadvektion und Vorticity
Die 500 hPa – Isolinien. Schichtdicke (Advektion) von 480 bis 555 dam (Höhenangabe in Meter/ 555 dam = 5550 m umgerechnet). Von grün und blau (negativ). Rot und pink (positiv). Beispiel: Von Karte 1 mit Schichtdickenadvektion 500 hPa kann man davon ausgehen, das 520 dam = 5200 m im mittleren Bereich (natürlich in der höheren Atmosphäre hier gesehen) eine Verdickung der Schichtdicke allmählich zunimmt, wenn in einem Keil oder Hoch fasst die 555 dam = 5550 m erreicht werden, hiermit herrscht Advektion von Warmluft. Diese Warmluft kann als Keil vor einem Trog lagern und als Hebungsfläche für diesen später dienen und in Form von Gewittern oder Niederschlägen in Erscheinung treten.
Die Schichtdicke bezieht sich auf eine Luftmasse, die gerade vorliegt, also zwischen 500 und 850 hPa. Sie wird von der Temperatur beeinflußt ob sie dicker wird oder abnimmt.
Bei Warmluftadvektion kann mehr Luft in größere Höhen gelangen. In der Höhe ist der Wind stärker als am Boden, somit findet ein Massenabtransport oben statt.
Oben entsteht eine Divergenz (auseinanderströmen) und Konvergenz am Boden (zusammenströmen) mit Tiefdurckentwicklung.
Positive Vorticity Advektion (PVA) führt zu Hebung auf der Trogvorderseite und Negative Vorticityadvektion (NVA) auf der Trogrückseite zum Absinken (Keil/Hoch).
Wenn eine Positive Schichtdickenadvektion vorliegt und Positive Vorticity Advektion kommt es vorderseitig zu Hebung am Höhentrog oder einer Bodenzyklogenese sogar.
Vorderseitig eines Hochs ist Negativer Vorticity Advektion können sich die Wolken auflösen.
Bei Hebung kann man drauf achten, wenn man die Schichtdicke oder Vorticity betrachtet wo eine Einbuchtung, ein Knick der immer südlich liegt auftraucht, dort wäre Hebung und Wetteraktivitäten zu erwarten.
Hinter einer Kaltfront am Trog können auch negative Schichtdicke und positive Vorticity verbunden sein was dann Gewitter nach sich zieht.
Hinweis Tröge (mit Hebung) zeigen mit ihrer Spitze immer nach Süden und Keile/Hochs in der Höhe nach Norden (ohne Hebung)
Eine weitere nachgefasste Übesicht in Textform zu den Wellenbildungsursache in der Höhenströmung:
Raumzeitliche Variablität planetarer Wellen
Die hemisphärische Wellenzahl k=2 ... von Rossby - Wellen liegt etwa zwischen 1 und 9. Wellen mit einer Wellenzahl zwischen 1 und 5
nennt man planetare oder auch lange Wellen, und solche mit Wellenzahlen von 8 - 20 kurze Wellen. In letzteren gehören auch die synoptisch -
skaligen baroklinen baroklinen Wellen der mittleren Breiten, in die Zyklonen und Antizyklonen eingebettet sind.
Die nordhemisphärischen Geopotenital Karte zeigt in 300 hPa vom 15.12.2009 00 UTC. Die Geopotentialverteilung ist geprägt durch vier
steuernde Tiefdruckgebiete, die südwestlich von Grönland, im Nordwesten von Russland, über Ostasien und über dem Nordost - Pazifik liegen.
Demnach handelt es sich um einen Rossby - Welle mit Wellenzahl 4. Da sich das gesamte hemisphärische Wellenbild aus einer Superposition
von Rossby - Wellen unterschiedlicher Wellenlängn zusammensetzt, ist es schwer eine Aussage zutreffen.
Keine wie sich die hemisphärische Wellenzahl entwickelt. Hier gibt es noch keine erkennenbaren Werte.
Die raumzeitliche Struktur von Rossby - Wellen wird in starkem Maße von der hemisphärischen Verteilung der Kontinente und Ozeane
sowie von großräumigen orographischen Gegebenheiten geprägt. Für die Nordhemisphäre sind das vor allem die Rocky Mountains und der Himalaya.
Da die hierdurch angeregten planetaren Wellen sich quasistationär verhalten, werden sie auch erzwungene Rossby-Wellen bzw.
stehende Rossby - Wellen genannt, während man die zu den Wellen gehörenden Hoch- und Tiefdruckgebiete als atmosphärische
Aktionszentren (oder auch Druckaktionszentren) bezeichnet.
Zu diese Aktionszentren werden über dem Nordatlantik das Islandtief udn das Azorenhoch, Pazifik das Aleutentief und das Pazifische Hoch gezählt.
Die heterogenen Verteilungen der Landmassen und Meere führen zusammen mit der zu den Polen hin abnehmenden
solaren Einstrahlung der Erde zu charakteristischen großskaligen Mustern der atmosphärischen Wärmezufuhr, die räumliche Verteilung
der planetaren Wellen beeinflussen. Dies wird als diabatisches Forcing der Rossby - Wellen bezeichnet.
Neben unterschiedlich temperierten Land- und Meeresoberflächen sind hierbei auch jahreszeitlich variierende Erwärmungen oder
Abkühlungen großer kontinentaler Gebiete bedeutend.
Dann gibt es auch diabatische Prozesse ,d ie für die potentielle Vorticity (PV), die auf die Weise Bedeutung bei Wolkenbildung
freigesetzte latente Wärme zur Bildung einer positiven PV - Anomalie in der unteren udn mittleren Troposphäre führt.
Die PV - Anomalie hat eine Rolle bei der Bildung von rapiden Zyklogenesen. In bestimmten Situationen können diabatische
Prozesse die Erzeugung der PV so auswirken, das sie gleiche Wirkung wie meridionale Advektion der PV
bei einer diabatischen Rossby - Welle ermöglichen.
Große Bedeutung hat auch das diabatische Forcing der Rossby - Wellen bei großen Gebirgsketten hervorgehende, bei überströmen von
zonalen die mehr o. weniger ausgeprägt sein können, können die Struktur der Strömung durch die meridionale Lage der Gebirge z.B.
im Lee der Gebirgskette ein quasistationärer Leetrog auftreten. diese Leezyklogenese kann ebenso eine stehende Rossby - Welle
erzeugen u. die Gebirgskette sollte eine großräumige meridionale Erstreckung haben um solche Wellen zu erzeugen die Auswirkungen
haben auf die Umgebung ( vorallem in horiozonaler Lage in der Höhe). Nach der Theorie muss ein Bergrücken im Verlauf des Berges
in Strömugsrichtung, das die Bildung stehender planetarer Wellen der überströmende Bergrücken eine
Halbwertbreite von etwa 1000 km besitzen muss.
Schichtdickenadvektion bei 500 hPa/Vorticity
Sehe beite Karten dazu unten.
Mit Erlaubnis von Uwe verwendete Karten, sehe Quelle dazu: