Verifikation von MC2 Modellvorhersagen anhand von Südföhnlagen

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1 Verifikation von MC2 Modellvorhersagen anhand von Südföhnlagen Diplomarbeit zur Erlangung eines Magisters der Naturwissenschaften an der Naturwissenschaftlichen Fakultät der Universität Innsbruck eingereicht von Thomas Exner Innsbruck, im Januar 2001

2 Inhaltsverzeichnis Zusammenfassung Einleitung Problemstellung Aufbau der Arbeit Gebirgsüberströmungen und Föhn MC Vergleich von MC2-Daten und Analysen Topographie, Föhnfall 3. März 1999, Föhnfall 30. Oktober Topographie Föhnfall 3. März Datenmaterial synoptische Lage vertikaler Querschnitt der potentiellen Temperatur Verteilung der potentiellen Temperatur und des reduzierten Luftdrucks entlang des Wipptals Windverteilung horizontale Verteilung des reduzierten Luftdrucks zeitlicher Verlauf von relativer Feuchte, Temperatur, Wind und reduziertem Luftdruck in Innsbruck Föhnfall 30. Oktober Datenmaterial synoptische Lage vertikaler Querschnitt der potentiellen Temperatur Verteilung der potentiellen Temperatur, relativer Feuchte und des reduzierten Druck entlang des Wipptals vertikale Windverteilung horizontale Verteilung des reduzierten Luftdrucks zeitlicher Verlauf von relativer Feuchte, Temperatur, Wind und reduziertem Luftdruck in Innsbruck Schlußfolgerungen Literaturverzeichnis...45

3 Zusammenfassung Anhand von zwei Südföhnfällen vom 3. März und 30. Oktober 1999 wurden die Unterschiede und Gemeinsamkeiten von MC2-Modellvorhersagen und den aus analysierten Messdaten erhaltenen Verhältnissen untersucht. Am 3. März handelte es sich um hochreichenden Föhn, am 30. Oktober um seichten Föhn. Bei hochreichendem Föhn reicht die Südströmung weit über, bei seichtem Föhn nur bis Kammniveau. Untersucht wurde das Gebiet zwischen Verona und München, im speziellen die Region um den Brennerpass und das Wipptal. Für den Fall vom 30. Oktober 1999 stand das enge Messnetz der Feldmessphase des Mesoscale Alpine Programme (MAP) zur Verfügung, so daß auch Strukturen der Föhnströmung im PLNUR ELV PHVR skaligen Bereich (ca. 2 bis 20 km) verglichen werden konnten. Das MC2 ist ein nichthydrostatisches, mesoskaliges Modell, das während der Feldmessphase bei MAP im Herbst 1999 als operationelles Vorhersagemodell im Einsatz war. Um die Eigenschaften der modellierten und analysierten Föhnströmung gegenüberzustellen, wurden folgende Punkte untersucht: Topographie; vertikaler Querschnitt der potentiellen Temperatur in Nord-Süd-Richtung; Verteilung von potentieller Temperatur, relativer Feuchte und des reduzierten Luftdrucks entlang des Wipptals; horizontale Verteilung des reduzierten Luftdrucks; Windverhältnisse; zeitlicher Verlauf von Temperatur, relativer Feuchte, Wind und Luftdruck in Innsbruck; Die Modelltopographie enthält die entscheidenden geographischen Gegebenheiten, die die Föhnströmung über den Brennerpass und im Wipptal beeinflussen. Der Höhenunterschied zwischen Brenner und Innsbruck beträgt im Modell wie auch tatsächlich ca. 800 m, allerdings ist die Modelltopographie etwa 400 m höher. In beiden Fällen zeigen die modellierte und analysierte Strömung hydraulisches Verhalten. Die Isentropen sinken schon südlich des Brennerpasses ab. Im unteren Drittel des Wipptals wurde ein hydraulischer Sprung analysiert, für den es auch im Modell Hinweise gibt. Die blockierte Kaltluft, die in beiden Fällen in bodennahen Schichten auf der Alpensüdseite vorhanden war, wurde vom Modell in der vertikalen Ausdehnung richtig erfasst. Die Stabilität war im Modell geringer als in den Messdaten. Die vor Föhndurchbruch im Inntal liegende Kaltluft wurde vom Modell aufgrund der numerischen Diffusion nicht oder nur schwach erfasst. Die Temperaturen im Modellinntal waren entsprechend der um ca. 400 m höheren absoluten Modelltopographie zu nieder. Bei der adiabatischen Erwärmung vom Brennerpass bis Innsbruck gab es, aufgrund der gleichen relativen Höhendifferenz, keine Unterschiede. Die gemessene Zunahme der potentiellen Temperatur entlang des Wipptals Richtung Innsbruck ist mit ca. 5 K wesentlich größer als im Modell mit 1 K. Die in Innsbruck ankommenden Luftmassen steigen tatsächlich aus etwa 2500 m auf etwa 600 m herab, im Model von etwa 2000 m auf 1000 m. Die synoptischskalige Druckdifferenz zwischen Alpennord und -südrand wurde in beiden Fällen vom Modell richtig wiedergegeben. Die hohe Druckdifferenz (12 hpa) am 30. Oktober im mesoskaligen Bereich, zwischen Innsbruck und dem Brennerpass, konnte vom Modell (5 hpa) nicht simuliert werden. Die Größenordung der Windgeschwindigkeit wurde vom Modell am 3. März richtig wiedergegeben. Größere Abeichungen gab es am 30. Oktober im Bereich des Wipptals. Dort war die modellierte Windgeschwindigkeit doppelt so hoch wie gemessen. 1

4 1. Einleitung In den letzten Jahrzehnten hat es Dank immer leistungsfähigeren Computern einen großen Fortschritt in der numerischen Wettervorhersage gegeben. In der Anfangszeit der numerischen Vorhersage konnten die Prognosegleichungen nur auf einem weitmaschigen Gitterpunktsnetz in der Größenordung von 100 km berechnet werden. Heutzutage können Wettererscheinungen mittels numerischer Modelle im Bereich von Kilometern vorhergesagt werden. Da sich das Wettergeschehen aber aus einer Vielzahl von physikalischen Prozessen in den verschiedensten Größenbereichen zusammensetzt, angefangen von Hoch- und Tiefdrucksystemen im Bereich von mehreren 1000 km bis zu Dissipationsvorgängen im molekularen Bereich, ist auch ein Modellgitter mit einigen Kilometern Auflösung nicht ausreichend, um alle Prozesse zu erfassen. Die nicht erfassbaren Prozesse müssen durch sogenannte Parametrisierungen im Modell integriert werden. Die Parametrisierung hat einen entscheidenden Einfluß auf die Modellergebnisse. Da eine Modellvorhersage auch heute noch ein Versuch ist, sich den tatsächlichen Gegebenheiten möglichst genau zu nähern, ist die Verifikation ein äußerst wichtiger Punkt bei der Verbesserung von Prognosemodellen. Dabei stellt sich das Problem, daß Messdaten nur selten in ausreichender Dichte vorhanden sind, um sie mit Modellergebnissen auf einem Gitter im Kilometerbereich zuvergleichen. Während der Feldmessphase des MAP (Mesoscale Alpine Programme) im Herbst 1999 sind unter anderem im Bereich des Wipptals und Brennerpasses Messungen mit einer außerordentlich hohen Dichte durchgeführt worden. MAP ist ein internationales mehrjähriges Forschungsprogramm, das die Erforschung von Wettererscheinungen und deren Ursachen zum Ziel hat, die speziell in gebirgigem Gelände auftreten. Es soll zum besseren Verständnis der physikalischen Vorgänge und zur Weiterentwicklung von Vorhersagemethoden beitragen. GAP ist der Teil des MAP-Projektes, der speziell die Erforschung der Strömungseigenschaften im Wipptal und im Bereich des Brennerpasses zum Ziel hat. Als 'gap-flow' wird eine Strömung bezeichnet, die durch eine horizontale und/oder vertikale Verengung beeinflußt wird, wie sie der Brennerpass darstellt. Die Themenbereiche, die im Rahmen des GAP-Projektes geklärt werden sollen, sind wie folgt (Bougeault et al, 1998): Einfluß der horizontalen und vertikalen Verengung ('gap') auf die Strömung über einer realistischen Topographie Zusammenhang zwischen dem 'gap-flow' und der Ströumg oberhalb: Wird der 'gap-flow' durch die Strömung oberhalb oder durch eine kritische Schicht verstärkt, die die Strömung darüber entkoppelt? Verteilung des Windes und der thermodynamischen Eigenschaften im Bereich des 'gap' Als operationelles Vorhersagemodell wurde während dieser Feldmessphase das kanadische mesoskalige MC2 mit einer Auflösung von 3 km eingesetzt. Die Ergebnisse dieser Feldmessphase bieten eine einzigartige Möglichkeit die Modellergebnisse mit einem ausreichend dichtem Beobachtungsnetz zu verifizieren. 1.1 Problemstellung Im Rahmen dieser Arbeit wird der Frage nachgegangen, ob das mesoskalige MC2-Modell kleinräumige meteorologische Phänomene vorhersagen kann. Hier und in den weiteren Ausführungen soll unter 'kleinräumig' der mikro-α- bis meso-γ-skalige Bereich nach der Definition von Orlanski (1975) verstanden werden. Dieser umfaßt horizontal etwa einen Bereich von 200 m bis 20 km, vertikal einige hundert Meter und liegt zeitlich in der Größenordnung von ca. einer Stunde bis zu einem Tag. 2

5 Im speziellen werden die modellierten und gemessenen Eigenschaften einer Südföhnströmung anhand der Föhnfälle vom 3. März und 30. Oktober 1999 im Bereich des Brennerpasses, als den am tiefsteingeschittenen Alpenübergang, untersucht. Da der Fall vom 3. März noch im Vorfeld der MAP-Feldmessphase stattgefunden hat, stand auch nur das spärliche Netz an Routinebeobachtungen zur Verfügung. Deshalb können kleinräumige Strukturen nur begrenzt mit den Modelldaten verglichen werden. Für den Fall vom 30. Oktober waren die Daten der gesamten Instrumentierung (Bodenstationen, Radiosonden-, Lidar-, Sodar-, flugzeug- und autogestütze Messungen) der MAP-Feldmessphase verfügbar. Es konnte aber nur ein Teil dieser Daten ausgewertet werden. In gebirgigem Gelände hat die Topographie einem starken Einfluß auf das Wettergeschehen und hier im speziellen auf den Föhn. Es soll deshalb untersucht werden, ob die MC2 Modelltopographie die nötigen Strukturen aufweist, die den Föhn im Wipptal prägen. Beim Vergleich der vorhergesagten und gemessenen Verhältnisse werden vertikale Querschnitte und horizontale Profile von Temperatur, Luftdruck, relativer Feuchtigkeit und Wind betrachtet. In welcher Qualität und Quantität ein Modell die tatsächlichen Gegebenheiten wieder gibt, läßt sich bei einer Gebirgsüberströmung wie in diesem Fall anhand von Erscheinungen bestimmen, die sich erst durch die Überströmung des Gebirges ergeben, wie z.b. die leeseitigen Wind- und Temperaturverhältnisse oder Wellenbildungen. Gewisse Übereinstimmungen, wie z.b. die luvseitigen kalten Luftmassen sind aufgrund der entsprechenden Initialisierung und Randbedingungen des Modells schon vorher zu erwarten. 1.2 Aufbau der Arbeit In Kapitel 2 werden einige grundsätzliche Eigenschaften und Theorien zur Föhnströmung vorgestellt. Es wird zwischen seichtem und hochreichendem Föhn unterschieden und jeweils auf die physikalischen Prozesse eingegangen, mit denen diese Phänomene weitgehend erklärt werden können. Kapitel 3 faßt die Eigenschaften des MC2-Modells kurz zusammen. Hierzu werden die wichtigsten Punkte wie Numerik, Dynamik, Parametrisierung, Anfangs- und Randbedingungen und der Einsatz des MC2 als operationelles Vorhersagemodell während der MAP- Feldmessphase behandelt. In Kapitel 4 werden die MC2-Modelldaten mit den tatsächlichen Gegebenheiten verglichen. Dazu wird in Kapitel 4.1 zunächst die MC2-Topographie der reellen Topographie gegenübergestellt. In Kapitel 4.2 und 4.3 werden die 2 Südföhnfälle, vom 3.März und 30. Oktober 1999, zum Vergleich herangezogen. Hauptaugenmerk liegt dabei in beiden Fällen auf einem vertikalen Querschnitt der potentiellen Temperatur im Bereich des Brennerpasses. Im weiteren werden noch der reduzierte Luftdruck, die Windverhältnisse sowie der räumliche und zeitliche Verlauf der relativen Feuchte und der Temperatur verglichen. Zusammenfassend wird in Kapitel 5 dargelegt inwieweit Modell und Wirklichkeit übereinstimmen und welche Folgerungen daraus gezogen werden können. 2. Gebirgsüberströmungen und Föhn Was ist Föhn? Föhn entsteht im allgemeinen durch die Überströmung eines Gebirges. In den Tälern zeigt sich der Föhn mit seinen typischen Merkmalen als relativ warmer, trockener, böiger und starker Wind. Bevor sich die Föhnströmung in den Tälern durchsetzten kann, muß die Luft dort, thermisch oder dynamisch, adiabatisch durchmischt werden. Im Fall des Inntals kann der Föhn auch durchbrechen, wenn die im Inntal liegende Kaltluft ins Alpenvorland abfließt ('vorföhniger West'). 3

6 Im Fall der ost-west-gerichteten Alpen spricht man bei südlicher Anströmumng von Südföhn, bei nördlicher Anströmung von Nordföhn. In anderen Regionen werden die starken Winde die z.b. bei der Überströmung des Dinarischen Gebirges zur Adria hin entstehen als Bora, im Lee der Rocky Mountains als Chinook bezeichnet. Hinsichtlich der vertikalen Erstreckung der Föhnströmung und der synoptischen Bedingungen werden zwei verschiedene Föhntypen unterschieden: Hochreichender Föhn: Bei hochreichendem Südföhn werden die Alpen meist aus südwestlicher bis südlicher Richtung bis in die obere Troposphäre angeströmt. Im Fall des Brennerpasses setzt sich die Südströmung auch oberhalb Kammniveau fort (Abb. 1). Abb. 1: schematische Darstellung der Strömung bei hochreichendem Föhn In der Regel kommt dies an der Vorderseite von ausgeprägten Trögen vor. In manchen Fällen wird die Föhnströmung erst von der Tropopause begrenzt. Bei hochreichendem Föhn treten die typischen Föhnphänomene nicht nur in den inneralpinen nord-süd-gerichteten Tälern auf, wie z.b. dem Wipptal, sondern verbreitet auch nördlich des Alpenhauptkammes. Bei starken Föhnfällen reichen diese auch bis weit ins Alpenvorland. Hochreichende Föhnfälle werden typischerweise durch Kaltfront- bzw. Trogdruchgang beendet. Abhängig von der Schichtung und den Windverhältnissen in den Luftmassen kann es zu den weiter unten beschriebenen Phänomenen wie z.b. Wellenbrechen, Reflexion von Wellen, hydraulischen Sprüngen usw. kommen, mit denen die typischen Merkmale des Föhns größtenteils erklärbar sind. Die entsprechenden Eigenschaften des hochreichenden Südföhns finden sich analog auch bei Nordföhn auf der Alpensüdseite. Der Nordföhn ist allerdings meist kälter durch die vom Norden advehierten kalten Luftmassen, im Gegensatz zu den meist warmen, subtropischen Luftmassen, die bei Südföhn von Süden gegen die Alpen geführt werden. Seichter Föhn: Seichter Föhn tritt meist nur inneralpin in nord-süd-gerichteten Tälern auf, die eine Verbindung in Form eines Passüberganges zur Alpensüdseite haben. Das den seichten Südföhn betreffend meisterforschte Gebiet ist das Wipptal, mit dem Brennerpass (1370 m) als Übergang nach Süden. Die Föhnströmung erreicht dabei eine Höhe, die die Gipfel des Alpenhauptkammes (max m) nicht übersteigt. Bei seichtem Föhn ist oberhalb Kammniveau keine Südströmung nötig. Typischerweise wird der Bereich des Wipptals in der freien Atmosphäre aus westlichen Richtungen angeströmt (Abb. 2). 4

7 Abb. 2: schematische Darstellung der Strömung bei seichtemföhn Es wurden im Wipptal auch schon seichte Föhnfälle bei nördlicher Höhenströmung beobachtet (Vergeiner 2000). Dies zeigt, daß die Strömung bei seichtem Föhn im Wipptal von der Strömung darüber entkoppelt ist. Wichtigste Voraussetzung für seichten Föhn sind bodennahe, poteniell kältere Luftmassen südlich des Alpenhauptkammes. Thermisch bedingt ergibt sich daraus ein quer zum Alpenhauptkamm verlaufender Druckgradient, der die sehr stabil geschichteten Luftmassen durch die Einschnitte im Alpenhauptkamm auf die Alpennordseite fließen läßt, in diesem Fall über den Brennerpass ins Wipptal. Hochreichender Föhn tritt in der Regel in Zusammenhang mit seichtem Föhn auf. Wie auch die Ergebnisse des MAP gezeigt haben, gibt es auch häufig reine seichte Föhnfälle, die nicht in hochreichenden Föhn übergehen (Vergeiner 1983). In Innsbruck und im Wipptal ist seichter Föhn nur sehr schwer von hochreichendem Föhn zu unterscheiden, da die typischen Föhnkriterien wie Temperatur, Feuchte und Wind sehr ähnlich sind. Bei seichtem Föhn ist die Erwärmung der Luftmassen aber meist nicht so stark, da die Luft aus nicht so großen Höhen wie bei hochreichendem Föhn herabströmt. Die Ergebnisse des MAP bzw. GAP haben gezeigt, daß der seichte Föhn ausreichend durch die hydraulische Theorie, die im folgenden vorgestellt wird, beschrieben werden kann. Es ist anzunehmen, daß in analoger Weise die Erkenntnisse des seichten Südföhns, entsprechend modifiziert durch die unterschiedliche Topographie, auch auf die Alpensüdseite übertragen werden können. Im folgenden sollen einige theoretische Ansätze kurz vorgestellt werden, mit denen die meteorologischen Phänomene bei Gebirgsüberströmungen und im speziellen bei Föhn weitgehend erklärbar sind. Eine umfassende Literaturübersicht findet sich bei Bauer (1997). Bei der Flachwasser- bzw. hydraulischen Theorie (Henderson 1966, Army 1986) wird ein homogenes, inkompressibles, stabil geschichtetes Medium vorausgesetzt 1, das über ein Hindernis strömt. Die Schichtdicke bleibt dabei kleiner als die Wellenlänge der Schwerewellen. Abb. 3 stellt schematisch die Strömungsverhältnisse dar, wie sie bei der Überströmung von 2 aufeinanderfolgenden Hindernissen entsprechend der Flachwassertheorie auftreten. Der Zustand einer strömenden Flüssigkeit bzw. Luftmasse kann durch die Froude-Zahl F = u gz u: Geschwindigkeit des Grundstromes g: Schwerebeschleunigung z: Höhe der Strömung beschrieben werden. Sie gibt das Verhältnis der Geschwindigkeit der Grundströmung zur Phasengeschwindigkeit der externen Schwerewellen wieder. Dabei werden 2 Fälle unterschieden: 1 auch auf mehrere Schichten erweiterbar 5

8 Eine Strömung wird als unterkritisch bezeichnet, wenn F<1 ist. D.h. die Geschwindigkeit der Grundströmung ist kleiner als die Phasengeschwindigkeit der Schwerewellen, die z.b. durch das Überströmen eines Hindernisses ausgelöst werden. Die Wellen breiten sich also auch stromaufwärts aus. Bei F>1 ist die Phasengeschwindigkeit der Schwerewellen kleiner als die Geschwindigkeit der Grundströmung. Dieser Strömungszustand wird als überkritisch bezeichnet. Schwerewellen können sich nur stromabwärts ausbreiten. Der Übergang von unter- zu überkritisch findet bei F=1 statt. Abb. 3: schematischer Verlauf einer hydraulischen Strömung über zwei aufeinanderfolgende Hindernisse; Wird bei der Überströmung eines Hindernisses eine asymmetrische Lösung gefordert, d.h. daß die Höhe der Isopyknen 1 stromaufwärts nicht gleich der stromabwärts ist, so kann dies nur durch Übergang der Strömung vom unterkritischen Zustand (F<1) stromaufwärts in den überkritischen Zustand (F>1) stromabwärts erreicht werden. Der Wechsel von unter- zu überkritisch findet an der höchsten Stelle der Topographie statt (F=1). Die Schichtdicke der Strömung im ungestörten Zustand (H) und über dem höchsten Punkt des Gebirges (2/3H) werden dadurch voneinander abhängig. Die Passhöhe fungiert als Kontrollpunkt, der die Strömungseigenschaften festlegt. Dadurch ist nur noch entweder der Massenfluß über der Passhöhe oder die Schichtdiche H frei wählbar. Die Schichtdiche sinkt von der Passhöhe aus gesehen schon stromaufwärts ab. Der Übergang zum überkritischen Zustand ist mit einer Drängung der Stromlinien und einer Verringerung der Schichtdicke verbunden. Damit sind die hohen Windgeschwindigkeiten in Bodennähe erklärbar. Befindet sich stromabwärts ein weiterer Kontrollpunkt in Form eines Übergangs, der die neue Reservoirhöhe h festlegt, findet dazwischen eine Anpassung der Strömung vom überkritischen wieder zum unterkritischen Zustand statt. Dieser Übergang wird als hydraulischer Sprung bezeichnet. Er ist eine turbulente Übergangszone, bei der der Impuls erhalten bleibt, der Energiegehalt der Strömung aufgrund der Verluste durch die Dissipation aber abnimmt. Je stärker die Strömung, desto weiter ist der hydraulische Sprung vom Kontrollpunkt entfernt. Im Fall des Wipptals fungiert das Karwendelgebirge als zweiter Kontrollpunkt, das ein weiteres Hindernis für die Strömung darstellt. Der Verlauf der Topographie in Abb. 3 stellt schematisch den Brennerpass als ersten, das Karwendel als zweiten Kontrollpunkt dar. Da sich die aus dem Wipptal kommende Strömung beim Auftreffen auf das Karwendelgebirge, aufspaltet und das 1 Linien gleicher Dichte 6

9 Karwendelgebirge nicht nur über- sondern auch umströmt wird, muß die Strömung hier dreidimensional betrachtet werden. Mit Hilfe der Perturbationstheorie, bei der linearisierte Gleichungen verwendet werden, kann gezeigt werden, daß sich bei der Überströmung eines Hindernisses, in einer stabil geschichteten Atmosphäre stationäre, vertikal propagierende Schwerewellen ausbilden (Queney 1948). Die Linie gleicher Phase ist dabei stromaufwärts geneigt (Abb. 4a). Wellenenergie wird dabei nach oben transportiert. Im bodennahen Leebereich kommt es zu einer Drängung der Stromlinien, mit denen die hohen Windgeschwindigkeiten im Lee erklärt werden können. Nimmt die Stabilität mit der Höhe ab und die vertikale Windscherung mit der Höhe zu, können sich resonante Leewellen bilden (Abb. 4b). Leewellen und die Wellenenergie breiten sich nur in der Horizontalen aus (Scorer 1949, 1953, 1954). Werden zusätzlich nichtlineare Effekte beachtet, können sich Wellenregime amplifizieren und so die Windgeschwindigkeiten in Bodennähe noch verstärken (Long 1953). (a) (b) Abb. 4: Stromlinien die, sich bei der Überströmung eines Hindernisses entsprechend der Perturbationstheorie einstellen; (a) vertikal propagierende Schwerewellen; (b) resonante Leewellen; Geht die Strömung vom linearen in den nichtlinearen Zustand über, kann es im Kammbereich zu Wellenbrechen (Abb. 5) kommen (Miles und Huppert, 1968, 1969). Abb. 5: Verlauf der Stromlinien bei Wellenbrechen; der schraffierte Bereich kennzeichnet die durchmischte, turbulente Zone, durch die die Strömung oberhalb entkoppelt wird; Beim Wellenbrechen überschlagen sich die Stromlinien, es kommt dabei zum Übergang von laminarer zu turbulenter Strömung. Mit Einsetzen des Wellenbrechens tritt eine 'aufgespaltene Stromlinie' auf, die den turbulenten durchmischten Bereich umschließt (Smith 1985). Die stark 7

10 beschleunigte Strömung am Boden wird dadurch von der ungestörten Strömung darüber entkoppelt. Dazwischen bildet sich ein Bereich mit stagnierenden Luftmassen aus. Klemp und Lilly (1975) zeigten mit einem linearen 2-dimensionalem Modell, daß in einer mehrfach geschichteten Atmosphäre auf- und abwärts propagierende Wellen reflektiert werden. Dabei kommt es zur Überlagerung und Verstärkung der Wellen, die im Leebereich wiederum hohe Windgeschwindigkeiten bewirken können. Eine entscheidende Rolle spielt dabei eine Inversionsschicht über Kammniveau. Ursache für die trockenen und relativ warmen Luftmassen ist die überwiegend trockenadiabatische Erwärmung, verursacht durch die oben beschriebenen Wellenstrukturen und Strömungsverhältnisse, die ein Herabsteigen der Luftmassen auch aus größeren Höhen über Kammniveau möglich machen. Die Strömung kann auch stromaufwärts stagnieren, so daß die Luftmassen luvseitig blockiert sind. Damit ist gewährleistet, daß Luft aus größeren Höhen ins Lee absteigen kann. 3. MC2 MC2 steht für Mesoscale Compressible Community. Dabei handelt es sich um ein nichthydrostatisches numerisches Modell, mit dem Simulationen und Vorhersagen in verschiedenen 'scales', angepasst an die jeweilige Problemstellung, durchgeführt werden können. Während der MAP-Feldphase wurde es als operationelles, mesoskaliges Vorhersagemodell eingesetzt (Benoit 1999). Die wichtigsten Modelleigenschaften und die für das MAP spezielle Konfiguration des MC2 werden im folgenden kurz vorgestellt: Topographie und Modellgebiet: Das Gebiet, das dem Modell während der MAP- Feldmessphase zu Grunde lag, umfasst im wesentlichen die Alpenregion. Die Topographie, die für diese Arbeit verwendet wurde, ist in Kapitel 4.1 noch genauer beschrieben. Gitterpunktdistanz: Die meteorologischen Größen werden horizontal auf einem 3x3 km Gitter berechnet. In vertikaler Richtung stehen 50 der Topographie folgenden Modellflächen (σ- Flächen) zur Verfügung, deren Abstand nach oben hin zunimmt. Die oberste Schicht hat eine Höhe von 25 km. Numerik und Dynamik: Das MC2 ist ein nicht-hydrostatisches Modell bei dem die Prognosegleichungen durch die semi-implizite, semi-langrange sche Methode numerisch gelöst werden. Nichthydrostatisch bedeutet, daß auch die vollständige vertikale Bewegungsgleichung gelöst wird. Bei der semi-lagrange'schen Betrachtungsweise werden die Gitterpunkte als Trajektorienendpunkte betrachtet. Werden die Trajektorien über einen Zeitschritt zurückverfolgt, erhält man Punkte, die nicht auf dem regelmäßigem Modellgitter liegen. Diese werden aus den umliegenden Gitterpunkten interpoliert. Unter Annahme von adiabatischen Verhältnissen können somit auch die Werte für die Trajektorienendpunkte berechnet werden, da die Größe entlang der Trajektorie erhalten bleibt. Mittels der semi-impliziten Integrationsmethode kann der Zeitschritt verlängert und damit der Rechenaufwand reduziert werden, ohne daß z.b. meso-g-skalige Schwerewellen herausgefiltert werden. Bei dieser Methode sind die zu berechnenden Variablen teils explizit und implizit in den Differentialgleichungen enthalten und werden auch dementsprechend behandelt. Eine ausführliche Beschreibung der Modellnumerik findet sich bei Benoit (1997). 8

11 Physik und Parametrisierung: Physikalische Prozesse werden in einem Prognosemodell entweder direkt berechnet oder parametrisiert, wenn die Prozesse aufgrund der Auflösung nicht erfasst werden können oder z.b. genaue Informationen über die Beschaffenheit der Topographie nicht vorliegen. Im folgenden wird ein Überblick über die vom Modell verwendeten physikalischen Prozesse und Parametrisierungen gegeben. Für eine ausführliche Beschreibung wird auf weiterführende Literatur verwiesen. IR-Strahlung: Garand (1983), Garand und Mailhot (1990); Solare Strahlung: Fouquart- Bonnel (1980); bodennahe Grenzschicht: 'Force-restore' Methode (Deardorff 1978, Benoit et al 1989) Turbulenz, vertikale und horizontale Diffusion, turbulent kinetische Energie (Benoit et al 1989) Orographie: gefiltert über 3 Gitterpunkte 'Subgrid scale' Orographie: Georgelin (1994) 'Gravity wave drag' wird nicht berücksichtigt konvektive Prozesse werden explizit behandelt Kondensation und Wolkenbildung: 2-Phasen, duales Eisschema nach Kong und Yau (1997). Initialisierung (während des Einsatzes bei MAP): Die Anfangsbedingungen erhält das MC2 aus einem Lauf des SM (Schweizer Modells) mit einem Gitterpunktabstand von 14 km. Das SM ist das operationelle Modell der Meteo Swiss. Bei der Initialisierung des MC2 wird folgende Vorgangsweise angewandt: Vor dem eigentlichen Modellauf des MC2 wird ein Vorlauf mit einer 14 km Auflösung, entsprechend des SM, durchgeführt. Damit sollen die Felder des SM an die Dynamik und physikalische Parametrisierung des MC2 angepasst werden. Als nächster Schritt wird der 3 km Hauptlauf des MC2 mit dem 14 km Vorlauf initialisiert. Innerhalb der ersten Stunde ist die Topographie zeitabhängig, d.h. daß die anfänglich niedrigaufgelöste SM Topographie in die hochaufgelöste MC2 Topographie übergeht. Die ersten Stunden der Modellergebnisse sind also nicht brauchbar. Die MC2-Simulationen sind der letzte Teil einer Modellkette die wie folgt aussieht: Das erste Glied dieser Kette ist das Globale Modell (GM) des Deutschen Wetterdienstes (DWD). Dabei handelt es sich um ein spektrales Modell mit einer Auflösung von 125 km. Das GM wird durch die 12 UTC Analysen des DWD initialisiert. Das GM liefert die Randbedingungen, die 3- stündig aktualisiert werden, für das Europa Modell (EM) des DWD, mit einer Auflösung von 56 km. Zur Initialisierung stehen eigene Analysen zur Verfügung. Initialisiert durch das EM, liefert das SM die Rand- und Anfangsbedingungen für den MC2-Lauf. Randbedingungen: Das MC2 ist ein LAM (Limited Area Model), d.h. im Unterschied zu einem globalem Modell hat es seitliche Ränder, an denen es wie oben beschrieben die Daten von einem räumlich übergeordneten Modell benötigt. Seitliche Randbedingung: An den seitlichen Rändern des Modellgebiets wird eine Relaxationszone von 10 Gitterpunkten verwendet. In dieser Zone werden die Daten aus dem übergeordnetem Modell an die neuen Modelleigenschaften angepaßt. Die seitliche Randbedingung wird jede Stunde aktualisiert, im Zeitraum dazwischen wird linear interpoliert. Obere Randbedingung: Am Oberrand des Modells absorbiert eine 10 km dicke Dämpfungsschicht vertikal propagierende Schwerewellen, so daß Reflexionen von der oberen Modellberandung abgeschwächt werden. Modellvariablen: Um größtmögliche Genauigkeit zu erreichen, werden abgeleitete Größen zunächst auf den Modellflächen berechnet und später auf Druck- oder z-flächen interpoliert. Für diese Arbeit sind folgende Variablen auf den Modellflächen zur Verfügung gestanden: 9

12 Temperatur; spezifische Feuchte, die Komponenten des horizontalen Windes und der Bodendruck. Zeitschritt: Der Zeitschritt beträgt 30 s. Wie schon oben bemerkt ist dieser Zeitschritt durch die semi-implizite Methode ausreichend um Schwerewellen im meso-γ-skaligen Bereich zu erfassen. Die Variablen werden über einen Zeitraum von 27 Stunden berechnet. Die ersten 3 Stunden dienen als Einschwingzeit und sind daher unbrauchbar. 4. Vergleich von MC2-Daten mit Analysen: Topographie - Föhnfall 3. März Föhnfall 30. Oktober 1999 In Kapitel 4.1 wird zunächst die MC2-Modelltopograpie mit der tatsächlichen verglichen. Am Beispiel von 2 Föhnfällen (3. März und 30. Oktober 1999, Kapitel 4.2 und 4.3) werden die Modellergebnisse auf Gemeinsamkeiten und Unterschiede zu den tatsächlich beobachteten Verhältnissen hin untersucht. Hauptaugenmerk wird in beiden Fällen auf einen vertikalen Querschnitt der potentiellen Temperatur gelegt, der jeweils in Nord-Süd-Richtung über den Brennerpass verläuft. Weiters werden noch Verteilung der potentiellen Temperatur und des reduzierten Luftdrucks entlang des Wipptals, die Windverteilung, die horizontale Verteilung des reduzierten Luftdrucks und der zeitliche Verlauf von relativer Feuchte, Temperatur, Wind und reduziertem Luftdruck in Innsbruck untersucht. Die beiden Föhnfälle unterscheiden sich stark in der Menge des zur Verfügung stehenden Datenmaterials. Für den Fall vom 3. März stand nur das spärliche Netz von Routinebeobachtungen zur Verfügung, während für den 30. Oktober im Bereich des Wipptals das dichte Beobachtungsnetz der MAP-Feldmessphase vorhanden war Topographie Da das Verhalten der Föhnströmung stark durch die Topographie beeinflußt wird, ist es wichtig, bei einem Vergleich einer Modellvorhersage mit den gemessenen Verhältnissen, die Unterschiede und Gemeinsamkeiten der Topographie zu kennen. Eine genaue Kenntnis der Unterschiede ist auch nötig, um die Frage zu klären, ob analysierte kleinräumige Phänomene auch im Modell aufgrund der Topographie auftreten können. Für die Darstellung der reellen Topographie wurde der Globe-Topographie-Datensatz verwendet, mit einer Auflösung von 30'' (entspricht ca. 1 km). Für eine Fläche von etwa 1 km 2 liegt jeweils die minimale, maximale und durchschnittliche Höhe vor. Die MC2-Topographie liegt auf einem 3x3 km Gitter vor. Abb. 6 zeigt die Unterschiede der Modell- zur reellen Topographie, die durch die Globe- Topographie darstellt ist. Bei der MC2-Topographie handelt es sich um eine entsprechend dem 3 km Gitterpunktabstand geglättete Darstellung der reellen Topographie. Um numerischen Lärm zu vermeiden, wird die Topographie über 3 Gitterpunktdistanzen geglättet. Der Brennerpass wird im Osten durch die Zillertaler Alpen, im Westen durch die Stubaier Alpen begrenzt. Das Wipptal mündet bei Innsbruck ins Inntal, das im Norden vom Karwendelgebirge begrenzt wird. Alle hier genannten Täler und Gebirgszüge sind auch in der Modelltopographie erkennbar (Abb. 6d). Seitentäler, die von den Stubaier und Zillertaler Alpen ins Wipptal münden, sind im Modell nicht enthalten. Das Wipptal hat zwischen dem Brennerpass und Innsbruck im Modell, wie auch tatsächlich, eine Länge von ca. 30 km und eine Breite, zwischen den höchsten Gipfeln der Stubaier und Zillertaler Alpen, von ca. 35 km. 10

13 (a) (b) 11

14 (c) (d) Abb. 6: MC2-Topographie im Vergleich zur Globe-Topographie: (a) Globe-Topographie; die schwarzen Linien markieren den Bereich, aus dem die Beobachtungsdaten verwendet worden sind (siehe Kap ); (b) MC2- Topographie; die schwarze Linie markiert die Lage des vertikalen Querschnitts des Föhnfalles vom 3. März (siehe Kap ); die schwarze Umrandung zeigt den Bereich, der für den Föhnfall vom 30. Oktober verwendet wurde (in (c) und (d) vergrößert dargestellt; (c) Globe-Topographie für den Föhnfall vom 30. Oktober; (d) MC2- Topographie; die schwarze Linie zeigt die Lage des vertikalen Querschnitts des Föhnfalles vom 30.Oktober (siehe Kap ); in der nebenstehenden Legende sind den Farbstufen die entsprechenden Höhenstufen zugeordnet; 12

15 Die Breite des Wipptals, die in der Realität durch die Ausläufer der Stubaier und Zillertaler Alpen bestimmt wird, beträgt ca. 10 km. Das Wipptal wird im Modell in der Länge durch 12 Gitterpunkte dargestellt. Tabelle 1 soll einen Überblick über die Höhenverhältnisse zwischen Modell- und reeller Topographie geben. MC2-Höhe tatsächliche Höhe Innsbruck Brennerpass Sterzing Alpenvorland Karwendel Stubaier Alpen Zillertaler Alpen Sarntaler Alpen 950 m 1740 m 1450 m ca. 600 m max m max m max m max m 570 m 1370 m / 2100 m 950 m ca. 600 m max m max m max m max m Tab. 1: MC2 Modellhöhen und tatsächliche Höhen Ein Vergleich der Höhenangaben zeigt, daß die Modellhöhe von Innsbruck und dem Brennerpass ca. 400 m, von Sterzing ca. 500 m, zu hoch ist. Die maximalen Gebirgshöhen sind im Modell im Karwendel, den Stubaier und Zillertaler Alpen um ca. 700 m, in den Sarntaler Alpen um ca. 600 m zu niedrig. Die bei Föhn die Erwärmung der Luftmassen beeinflussende Höhendifferenz zwischen dem Brennerpass und Innsbruck ist mit ca. 800 m im Modell und in der Realität gleich. Die Höhendifferenz zwischen dem Brennerpass und den Stubaier und Zillertaler Alpen beträgt im Modell ca m, tatsächlich über 2000 m, zwischen Innsbruck und dem Karwendel im Modell ca m, tatsächlich über 2000 m. Die zuletzt genannte Höhendifferenz beeinflußt das Verhalten der Föhnströmung bei Einmünden ins Wipptal. In der Realität weist der Brennerpass, als Übergang für Luftmassen, eine Doppelstruktur auf (Abb. 7). Kleinräumig gesehen, stellt der Brennerpass einen V-förmigen Einschnitt dar, der durch die Flanken des Sattelberges im Westen und die des Padaunerberges im Osten gebildet wird. Etwas großräumiger gesehen stellt der Brennerpass einen Übergang dar, der durch die höchsten Gipfel der Stubaier Alpen im Westen und der Zillertaler Alpen im Osten begrenzt wird. Die Höhendifferenz zwischen diesem 'oberen Pass', in den das oben erwähnte V-förmige Tal eingeschnitten ist, und Innsbruck beträgt etwa 1500 m. Der V-förmige Einschnitt liegt im Größenbereich von einigen hundert Metern und kann daher mit der 3 km-auflösung des Modells nicht erfasst werden. Ein direkter Vergleich der Gebirgshöhen ist schwierig, da sich die tatsächlichen Gebirgshöhen auf die maximale Höhe von meist nur einzelnen Gipfeln beziehen. Die maximalen Modellgebirgshöhen respräsentieren flachenmäßig ein größeres Gebiet, da die Modelltopographie regelmäßiger und glatter verläuft. Sattelberg Abb. 7: schematischer Querschnitt durch den Brennerpass in Ost-West- Richtung; 13

16 Bei einem Vergleich z.b. der Gebirgshöhen von Karwendel und den Sarntaler Alpen fällt auf, daß trotz fast gleicher maximaler tatsächlicher Gebirgshöhe die Modellhöhe der Sarntaler Alpen um 200 m höher ist als die des Karwendels. Grund dafür dürfte die auch tatsächlich größere durchschnittliche Höhe der Sarntaler Alpen sein (siehe Abb. 8 bei ca ). Die Talachse des Wipptals ist im Modell so wie in der Realität etwa nach Nordnordwest gerichtet. Abb. 8: Querschnitt durch die MC2 und Globetopographie in Nord-Südrichtung: minimale Höhe, ---- durchschnittliche Höhe, maximale Höhe, entlang eines ca. 0.8 breiten Streifens zwischen Bozen und dem Karwendelgebirge; MC2-Höhe entlang des Querschnitts, der in Abb. 6d dargestellt ist; Abb. 8 zeigt die minimale, maximale und durchschnittliche Höhe entlang eines Breitengrades bezogen auf den in Abb. 6a markierten Ausschnitt. Die minimale Höhe kennzeichnet den Verlauf der Talachse, d.h. der tiefsten Punkte im Tal. Da es sich bei der MC2-Topographie um eine aus der reellen Topographie abgeleiteten Topographie handelt, also um eine Art durchschnittliche Topographie, kann die mittlere Höhe in Abb. 8 am besten mit dem MC2- Modellverlauf verglichen werden. Beide zeigen einen relativ flachen Verlauf im oberen Teil des Wipptales und ein steiles Abfallen ins Inntal. Allerdings liegt das Modellwipptal, wie schon oben bemerkt, um 400 m höher. Die Neigung der Talachse ist im oberen Wipptal etwa gleich, im unteren Teil ist die Talachse in der Realität stärker geneigt als im Modell. Im Modell erweitert sich das Wipptal im letzten Drittel Richtung Innsbruck. In Wirklichkeit kommt es dort aber zu einer Verengung des Tales durch die Ausläufer der Stubaier Alpen im Westen und der Tuxer Voralpen im Osten. Im Modell sind nur die nördlichen Ausläufer der Tuxer Voralpen erkennbar, nicht aber die der Stubaier Alpen. 14

17 4.2 Föhnfall 3. März Bei diesem Südföhnfall handelte es sich um hochreichenden Föhn (siehe Kapitel 4.2.2). Die Untersuchungen wurden noch im Vorfeld der MAP-Feldmessphase im Herbst 1999 durchgeführt. Für diesen Fall stand also nur das spärliche Netz der Routinebeobachtungen zur Verfügung (siehe Kapitel 4.2.1). Welche Probleme dies bei der Analyse der Messdaten mit sich brachte, wird in den jeweiligen Kapiteln gesondert angesprochen. Das Gebiet, das in diesem Fall untersucht wurde, erstreckt sich etwa vom Alpensüdrand bei Verona bis ins nördliche Alpenvorland nach München. Dabei wurde ein 0.8 breiter Streifen betrachtet, der entlang der Talachsen des Etschtals und Wipptals verläuft (Abb. 6a). Den Hauptteil bei diesem Vergleich nimmt der vertikale Querschnitt der potentiellen Temperatur ein. Im weiteren werden die Verteilung von potentieller Temperatur und reduziertem Luftdruck entlang des Wipptals, die Windgeschwindigkeiten, die horizontale Verteilung des reduzierten Drucks und der zeitliche Verlauf von Temperatur, relativer Feuchte, Wind und Luftdruck in Innsbruck mit den Modelldaten verglichen verwendetes Datenmaterial Abb. 9: Lage der Stationen, die für den Föhnfall vom 3. März verwendet wurden; die Höhenstufe der Bodenstationen ist der nebenstehenden Legende zu entnehmen; '+': Radiosondenstationen; 'x': Bodenstationen; Messdaten: Zur Darstellung der gemessenen Verhältnisse standen für diesen Fall Daten aus folgendem Messnetz zur Verfügung: 15

18 Synop- und Tawes (TeilAutomatische WEtterStation)-Stationen Radiosondenaufstiege von München und Mailand Messstationen des Lawinenwarndienst Tirol vertikales Temperaturprofil der ZAMG (Zentralanstalt für Meteorologie und Geodynamik) an der Südseite des Karwendels für Südtirol Stationen des Hydrographischen Dienstes in Bozen Automessfahrt im Bereich des Wipptals Die horizontale und vertikale Verteilung der Boden- und Radiosondenstationen ist Abb. 9 zu entnehmen. Für die Darstellung des reduzierten Luftdrucks wurden die VERA (Vienna Enhanced Resolution Analysis)-Analysen verwendet. Dabei handelt es sich um ein das Alpengebiet umfassendes reduziertes Druckfeld auf einem 20 km Gitter, bei dem der synoptisch und orograpisch induzierte Teil überlagert wird (Pöttschacher et al., 1996). Modelldaten: Zur Darstellung der Modelldaten wurden die Rohdaten der MC2-Simulationen verwendet, die von Enviroment Canada zur Verfügung gestellt wurden. In den Rohdaten waren Topographie (Länge, Breite, Höhe), Temperatur, Oberflächendruck, Mischungsverhältsnis und die Komponenten des horizontalen Windes enthalten. Abgeleitete Größen wie die potentielle Temperatur, reduzierter Luftdruck und relative Feuchte wurden selbst berechnet. Unglücklicherweise wurde bei diesem Modellauf keine dämpfende Schicht am Oberrand des Modellgebietes verwendet. Welche Auswirkungen dies auf das Strömungsbild hat, wird in Kapitel näher erläutert Synoptische Lage und Entwicklung Zunächst soll die synoptische Lage und Entwicklung genauer betrachtet werden, die zu diesem Föhnfall geführt hat. 300 hpa- und 500 hpa Niveau (Abb. 10 und Abb. 11): (a) (b) Abb. 10: Geopotentielle Höhe in 300 hpa: (a) 12 UTC 3. März; (b) 00 UTC 4. März; 16

19 (a) (b) Abb. 11: Geopotentielle Höhe in 500 hpa: (a) 12 UTC 3. März; (b) 00 UTC 4. März; Über den Britischen Inseln befindet sich ein stationäres Tief, das sich in Form eines Troges am 3. März 12 UTC bis westlich vor Frankreich erstreckt (Abb. 10a und 11a). Der Trog wandert langsam ostwärts und weitet sich durch die Zufuhr kalter Luftmassen aus Nordwesten weiter nach Süden aus. Die Trogachse liegt um 00 UTC am 4. März über Westfrankreich. Die Alpen geraten dadurch in eine südwestliche Anströmung, die im weiteren Verlauf immer mehr auf Süd dreht und sich weiter verstärkt. Der Ostalpenraum wird somit in der oberen Hälfte der Troposphäre von Südwest nach Nordost überströmt (Abb. 10b und11b). 850 hpa Niveau und auf Meeresniveau reduzierter Luftdruck (Abb. 12 und Abb. 13): (a) (b) Abb. 12: Geopotentielle Höhe und Temperatur in 850 hpa: (a) 12 UTC 3. März; (b) 00 UTC 4. März; Das Tief über den Britischen Inseln in der oberen Tropospäre zeigt sich auch in 850 hpa (Abb. 12) und am Boden (Abb. 13b). Die Luftmassen werden von Südwesten gegen die Alpen geführt. Zwischen dem Alpensüd- und nordrand baut sich eine Druckdifferenz von ca. 10 hpa auf. Der stärkste Druckgradient befindet sich im Bereich des Alpenhauptkammes (Abb. 13a). Mit Annäherung der Kaltfront aus Westen sinkt der Druck im nördlichen Alpenvorland weiter ab und verstärkt synoptisch bedingt den Druckgradienten. Südlich des Alpenhauptkammes befinden sich am 3. März um 06 UTC potentiell um ca. 5 K kältere Luftmassen als auf der Nordseite (Abb. 14), die den hydrostatisch bedingten Druckgradienten verursachen. 17

20 (a) (b) Abb. 13: (a) auf Meeresniveau reduzierter Luftruck und 10 m-wind 12 UTC 3. März; (b) auf Meeresniveau reduzierter Luftruck und relative Topographie (500/1000 gpdm) 12 UTC 3. März; Abb. 14: Äquivalentpotentielle Temperatur in 850 hpa 06 UTC 3. März vertikale Schichtung: Abb. 15 zeigt die unterschiedlichen Luftmassen stromab- und stromaufwärts des Alpenhauptkammes anhand der Radiosondenaufstiege von Mailand und Innsbruck. Die Luftmassen in Innsbruck sind bis ca m trockener und um 3-4 C wärmer als am Alpensüdrand, bedingt durch das leeseitige Absinken. Die wärmeren und trockeneren Luftmassen über Innsbruck zwischen ca m und 6000 m könnten durch die Warmfront verursacht worden sein, die die Alpen schon nördlich passiert hat. Die Inversion im Mailänder Aufstieg liegt in ca m ungewöhnlich hoch. Bei vielen Südföhnfällen befindet sich die Inversion unterhalb Kammniveau. Ab ca m weht der Wind nord- wie südseitig der Alpen aus überwiegend südwestlichen Richtungen. Diese Anströmungsrichtung bleibt bis zum Oberrand der Troposphäre erhalten. Die Aufspaltung der Föhnströmung beim Einmünden des Wipptals ins Inntal verursacht die bodennahen Ostwinde beim Innsbrucker Aufstieg, der etwas westlich der Einmündung durchgeführt wird. 18

21 Abb. 15: SkewT-logp-Diagramm der Radiosondenaufstiege von Innsbruck und Mailand um 00 UTC 4. März; Temperatur; --- Taupunkt; Folgerung: Die hier beschriebenen Faktoren: Vorderseite eines Höhentief, das im Alpenraum in der ganzen Troposphäre für südwestliche Anströmung sorgt potentiell kältere Luftmassen auf der Alpensüdseite machen diese Föhnlage zu einem hochreichendem Südföhnfall. Föhnende: Am Abend des 4. März erreicht eine Kaltfront den Ostalpenraum. Hinter der Kaltfront beginnt der Luftdruck stark zu steigen. Der Druckgradient dreht sich um und beendet damit die Föhnströmung in Bodennähe. In der ersten Nachthälfte auf den 5. März überquert der Trog den östlichen Alpenraum. Die Strömung dreht damit auch in höheren Luftschichten über West auf Nordwest Vertikaler Querschnitt der potentiellen Temperatur In Abb. 16 sind vertikale Querschnitte der potentiellen Temperatur von analysierten Messdaten und MC2-Modelldaten jeweils zu den Terminen 12 und 18 UTC dargestellt. Der Verlauf des Modellquerschnittes ist Abb. 6b zu entnehmen. Zur Analyse der Messdaten wurden alle Stationen verwendet, die auf dem in Abb. 6a dargestellten Streifen mit einer Breite von 0.8 liegen. Der Streifen wurde so gewählt, daß in dessen Mitte etwa die Talachsen verlaufen und dessen Ränder mit den die Täler begrenzenden Gebirgszügen zusammenfallen. Die in diesem Streifen liegenden Stationen wurden fiktiv auf eine nordsüd-gerichtete Linie zusammengeschoben, die etwa den Talachsen entsprechen soll. Voraussetzung für diese Vorgehensweise sind keine großen Luftmassenunterschiede in diesem Streifen. Es wird angenommen, daß dann jeder Punkt repräsentativ für seine Umgebung in Ost- bzw. Westrichtung ist. Die von Westen nahende Kaltfront ist noch zu weit entfernt, um im betrachteten Gebiet schon für markante Luftmassenunterschiede zu sorgen. Ein weiteres Problem bei der Analyse der Beobachtungsdaten stellt die vertikale Datendichte dar. Die verwendeten Bergstationen erreichen eine Höhe von maximal 3000 m. Oberhalb dieser Höhe gestaltet sich eine Analyse also äußerst schwierig, da für die betrachteten Zeitpunkte (12 UTC und 18 UTC) nur die Radiosondenaufstiege von München, Mailand und Udine zur 19

22 (a) (b) (c) (d) Abb. 16: vertikale Querschnitte der potentiellen Temperatur von MC2-Daten und analysierten Messsdaten; dargestellt sind Isentropen im Abstand von 2.5 K: (a) Analysen 12 UTC; (b) MC2 12 UTC; (c) Analysen 18 UTC; schwarz dargestellt ist der Bereich mit fehlenden Daten; (d) MC2 18 UTC; die in den Analysen weiß dargestellte Fläche stellt die minimale Höhe, die zwei Linien darüber die durchschnittliche und die maximale Höhe dar; die für die Analysen verwendeten Stationen und Datenpunkte sind in (a) und (c) durch einen Punkt und die dazugehörigen Werte gekennzeichnet; 20

23 Verfügung standen. D.h. daß Messdaten, die in größere Höhen reichen, nur für die Alpenränder vorhanden waren. Da der Ostalpenraum aus Südwesten angeströmt wurde und zwischen den beiden Aufstiegen, Mailand und Udine, kein signifikanter Unterschied feststellbar war, wurde für den Alpensüdrand der Mailänder Aufstieg als repräsentativ angesehen. Für den 18 UTC Termin wurden auf der Alpennordseite keine Radiosondenaufstiege durchgeführt. Der Verlauf der Isentropen wurde deswegen nicht dargestellt (Abb. 16c). Da für die Analysen nur ein spärliches Datennetz zur Verfügung stand, mußte der Verlauf der Isentropen stark interpoliert werden. Dadurch konnten nur bedingt die tatsächlichen Verhältnisse, in einer Größenordnung von mehreren 10 km, wiedergegeben werden. Die Modellisentropen weisen aufgrund der Modellauflösung kleinräumigere Strukturen auf. Reflektierte Wellen vom Modelloberrand, durch das Fehlen der Dämpfungsschicht, führen zu einem zum Teil fehlerhaften Strömungsbild. Folgende Punkte sollen nun bei der Gegenübergestellung von Analysen und Modelldaten betrachtet werden: Blockierende Kaltluft: Südlich des Alpenhauptkammes ist in den Analysen sowie auch in den Modelldaten die blockierende Kaltluft zu erkennen, wobei fast keine zeitliche Änderung erfolgt. Daraus läßt sich auf eine Entkopplung der bodennahen Luftmassen von der Strömung darüber schließen. Eine Entwicklung der Föhnströmung findet nur darüber und stromabwärts bzw. leeseitig statt. Die potentiell kältesten bodennahen beobachteten und modellierten Luftmassen weisen Temperaturen um ca. 282 K auf. Die blockierende Kaltluft reicht in beiden Fällen bis in eine Höhe von ca m über Grund. Die Isentropen in diesem Niveau steigen von Verona bis zum Brennerpass um ca. 500 m an. In den Analysen, nicht aber im Modell, bildet sich um 18 UTC nördlich des Karwendels eine dünne Kaltluftschicht, über der die Föhnströmung abhebt. Stabilität: Die Luftmassen sind im Modell und in den Analysen beidseitig des Alpenhauptkammes stabil geschichtet. Die Voraussetzung für die Ausbildung von Schwerewellen ist damit gegeben. Die Luftmassen, stromaufwärts vom Alpenhauptkamm aus gesehen, weisen um 12 UTC in den Analysen in einer Schicht bis ca m einen poteniellen Temperaturgradient von ca. 9 K km -1 auf. Über einer weniger stabilen Schicht bis etwa 2500 m mit ca. 4 K km -1 nimmt der Temperaturgradient wieder auf ca. 7 K km -1 zu. Im Modell tritt die größte Stabilität etwa zwischen 2000 m und 3500 m mit einem Temperaturgradient von ca. 8 K km -1 auf. Darunter ist die Stabilität geringer als in den Analysen, aufgrund der im Modell weniger ausgeprägten kalten Luftmassen in den untersten Schichten. Wellen: Stromaufwärts der Sarntaler Alpen befindet sich im Modellquerschnitt eine Welle mit untypischerweise nach vorn geneigter Achse. Dies würde bedeuten, daß Wellenenergie nach unten gegen das Hindernis geführt wird, was physkalisch nicht erklärbar wäre. Die Ursache dafür sind aufgrund der fehlenden Dämpfung vom Modelloberrand reflektierte Wellen. Da die Dichte der analysierten Messdaten sehr gering ist, ist es kaum möglich modellierte Wellenstrukturen mit den Analysen zuvergleichen. In den interessanten Schichten, in denen Wellenerscheinungen beobachtet werden könnten, sind fast keine Daten vorhanden. Die Wellenstruktur in den Analysen und den Modelldaten bei ca kommt durch die Überströmung des Karwendelgebirges zustande. Hydraulisches Verhalten: Der Verlauf der Isentropen im Querschnitt der Analysen zeigt zu beiden Terminen ein Absinken schon südlich des Brennerpasses, was auf hydraulisches Verhalten der Strömung hinweist. Um 12 UTC sinken die Isentropen im Modell von den Sarntaler Alpen bis zum Brennerpass hin ab und beginnen dort wieder anzusteigen. Dieses unrealistische Strömungsverhalten kann wieder durch die Reflexionen vom Modelloberrand 21

24 erklärt werden. Ein mehr realistisches Strömungsbild zeigen die Isentropen im Modell um 18 UTC. Dort findet das Absinken schon vor dem Brennerpass entsprechend dem hydraulischen Verhalten statt und setzt sich auch weiter bis ins Wipptal fort. Die in Innsbruck ankommenden Luftmassen steigen im Modell von ca m auf 1000 m herab, in den Analysen von ca m auf 600 m. Ähnliche Abweichungen gelten für die K und 295 K Isentrope. Die 290 K Isentrope schneidet in den Analysen um 12 UTC etwa in der Mitte des Wipptals die Erdoberfläche und steigt etwa aus 2200 m um ca m herab. Stromabwärts findet eine weitere potentielle Erwärmung statt. Dies zeigt, daß die Luftmassen die durch das Wipptal nach Innsbruck strömen nicht nur über den Brennerpass fließen und sich adiabatisch erwärmern, sondern auch aus größeren Höhen herabsteigen. Eine teilweise Erklärung dafür liefert die Doppelstruktur des Brennerpasses, wie sie in Kapitel 4.1 beschrieben worden ist. Die bodennahen Luftmassen fließen durch den V-förmigen Teil des Brennerpasses und strömen weiter durch das Wipptal. Darüber strömt die Luft durch den wesentlich weiträumigeren Übergang, der durch die höheren Gipfel der Stubaier und Zillertaler Alpen gebildet wird. Diese Strömung steigt erst weiter stromabwärts ins Wipptal herab und kann sich durch die größere Ausgangshöhe stärker erwärmen. Ein Schneiden der Isentropen mit der Erdoberfläche tritt in den Modelldaten nicht auf. Dieses unterschiedliche Strömungsverhalten deutet darauf hin, daß die Nichtlinearität der Strömung im Modell schwächer ist als in der Realität. Die modellierte Strömung zeigt um 18 UTC einen hydraulischen Sprung (Auffächern der Isentropen) über dem nördlichen Alpenvorland. Aufgrund der fehlenden Messdaten können die tatsächlichen Strömungseigenschaften in diesem Bereich zu diesem Termin nicht mit den Modelldaten verglichen werden. Das Strömungsbild in den Analysen um 12 UTC zeigt über dem nördlichen Alpenvorland ein Ansteigen der Isentropen. Dies könnte darauf hinweisen, daß die Strömung dort tatsächlich durch einen hydraulischen Sprung vom über- in den unterkritischen Zustand übergeht Verteilung der potentiellen Temperatur und des reduzierten Luftdrucks entlang der Talachse des Wipptals Zur Darstellung der gemessenen Verhältnisse sind die Daten einer autogestützen Messfahrt entlang der Wipptalautobahn verwendet worden. Dabei wurden die Temperatur, die relative Feuchtigkeit und der Luftdruck gemessen. potentielle Temperatur (Abb. 17): 292 Messfahrt 291 theta [K] MC Innsbruck Brenner Pass Entfernung [km] Abb. 17: Verteilung der modellierten und gemessenen potentiellen Temperatur entlang des Wipptals; die Punkte, an denen Messwerte vorliegen, sind mit einem + gekennzeichnet; die Modellgitterpunkte die etwa entlang der Talachse des Wipptals liegen, sind mit einem markiert; 22

25 Am Brennerpass ist die potentielle Temperatur mit ca. 287 K im Modell und in den gemessenen Daten annähernd gleich. Bis Innsbruck findet in den Analysen eine Erwärmung um ca. 5 K auf etwa 292 K statt, im Modell um ca. 1 K auf 288 K. Die Modelldaten zeigen eine sehr flache Verteilung der potentiellen Temperatur zwischen dem Brennerpass und Innsbruck. In den Messdaten steigt die potentielle Temperatur im ersten Drittel des oberen Wipptals und etwa in der Mitte sprunghaft jeweils um ca. 1.5 K an. Dies bestätigt die unter dem Punkt 'hydraulisches Verhalten' erhaltenen Erkenntnisse. reduzierter Luftdruck (Abb. 18): Abb. 18: Verteilung des modellierten und gemessenen auf Meeresniveau reduzierten Luftdrucks entlang des Wipptals; die Punkte, an denen Messwerte vorliegen, sind mit einem + gekennzeichnet; die Modellgitterpunkte die etwa entlang der Talachse des Wipptals liegen, sind mit einem markiert; Die Druckdifferenz zwischen Innsbruck und dem Brennerpass beträgt im Modell ca. 3 hpa, tatsächlich etwa 5 hpa. Der glattere Verlauf der Modellkurve ist teils auf die regelmäßigere Modelltopographie zurückzuführen. Grund für den unregelmäßigen Anstieg des beobachteten Luftdrucks ist einerseits die komplexe reelle Topographie, andererseits spiegelt das Bodendrucksignal die Vorgänge oberhalb in der Atmosphäre wieder. Z.B. können Erscheinungen wie Schwerewellen und hydraulische Sprünge am Druck indentifiziert werden. Wie oben schon bemerkt, konnten aufgrund der zu geringen Datendichte solche Strukturen der Isentropen im vertikalen Querschnitt der potentiellen Temperatur nicht analysiert werden. Der Modelldruck zeigt über Innsbruck einen leichten Anstieg, der in den gemessenen Druckwerten nicht nachvollziehbar ist. Allerdings wurde schon bei einigen Föhnfällen durch das Auftreffen der Föhnströmung auf das Karwendel über Innsbruck ein Druckanstieg beobachtet (Seibert, 1985 und diese Arbeit Kapitel 4.3.4). Möglicherweise zeigen die Messungen diesen Anstieg nicht, da die Messfahrt an der Uni-Innsbruck beendet wurde und nicht nahe genug an die Nordkette herangefahren wurde. Der Modelldruck erreicht sein Maximum etwa nach zwei Drittel des Wipptals talaufwärts, während das gemessene Druckmaximum direkt am Brennerpass liegt Windgeschwindigkeit Abb. 19 zeigt einen Vergleich zwischen gemessenen Windwerten und den entsprechenden Werten der Modelldaten. Die Lage der Stationen ist in Abb. 20 dargestellt. 23

26 windspeed [m/s] Mt.Telegrafo (2473m) Paganella (2129m) Rittnerhorn (2260m) Jaufenkamm (2132m) Brenner (1370m) Matrei (1060m) Ellbögen (1077m) Europabrücke (883m) Patscherkofel (2246m) Innsbruck(Flugh. 593m) Zugspitze (2962m) H.Peisenberg (986m) München(Flugh. 447m) Abb. 19: Windgeschwindigkeiten um 12 UTC (3. März) in ms -1 : MC2 (weiß); gemessener Wind (schwarz) Abb. 20: Lage der Stationen, die für den Windvergleich verwendet wurden; Die Größenordnung der Windgeschwindigkeit wurde vom Modell im Wipptal (Europabrücke, Matrei, Brennerpass) erfasst. Durch die Kanalisierung der Strömung treten dort in der Regel die größten Windgeschwindigkeiten auf, hier ca. 15 m s -1 (Europabrücke und Patscherkofel). Im nördlichen Alpenvorland und auch südlich des Alpenhauptkammes (Rittnerhorn, Paganella, Mt. Telegrafo) stimmt die Größenordnung überein. Ein genaue Übereinstimmung kann nicht erwartet werden, da aufgrund der unterschiedlichen Topographie die lokalen Windverhältnisse vom Modell nicht exakt wiedergegeben werden können. 24

27 4.2.6 horizontale Verteilung des auf Meeresniveau reduzierten Luftdrucks (a) (b) Abb. 21: auf Meeresniveau reduzierter Luftdruck um 12 UTC: (a) MC2; (b) VERA-Analysen; Wie in Kapitel schon angesprochen, sind in den VERA-Analysen (Abb. 21b) aufgrund der 20 km Auflösung keine kleinräumigen Strukturen aufgelöst. Daher können die kleinräumigen Strukturen, die das Modell (3 km Auflösung) zeigt (Abb. 21a), nicht mit den gemessenen Verhältnissen verglichen werden. Im Modell sind z.b. Druckverteilungen, die sich durch das Wipptal zwischen dem Brennerpass und Innsbruck ergeben, aufgelöst. Die Druckverteilung im Wipptal wurde bereits in Kapital erläutert. Der Modelldruck am Alpensüdrand beträgt ca hpa, gemessen ca hpa, am Alpennordrand im Modell und gemessen ca hpa. Daraus ergibt sich eine Druckdifferenz zwischen Verona und München von 6 hpa im Modell und gemessen von 10 hpa. Der stärkste Druckgradient verläuft im Modell wie in den Analysen entlang des Alpenhauptkammes. 25

28 4.2.7 zeitlicher Verlauf von relativer Feuchte, Temperatur, Wind und Luftdruck in Innsbruck Temperatur und relative Feuchte (Abb. 22): (a) (b) Temperatur [ C] rel. Feuchtigkeit [%] Temperatur [ C] rel. Feuchtigkeit [%] UTC UTC Abb. 22: zeitlicher Verlauf der Temperatur und relativen Feuchte am 3. März in Innbruck/Flughafen: (a) gemessen; (b) MC2; Im Modell steigt etwa zwischen 8 und 11 UTC die Temperatur kontinuierlich von ca. 0.5 auf 5.5 C an, die relative Feuchte nimmt von ca. 75 auf 60 % ab. Tatsächlich steigt die Temperatur um ca. 10 UTC sprunghaft von 5.5 C auf ca. 11 C, die relative Feuchte sinkt ebenfalls sprunghaft von ca. 80 auf 45 %. Der Sprung des gemessenen Windes (Abb. 23a) von Nordwest auf Süd und von ca. 2 m s -1 auf ca. 10 m s -1 belegt eindeutig, daß der Föhn zu diesem Zeitpunkt bis ins Inntal durchgebrochen ist und die zuvor im Inntal liegende Kaltluft ausgeräumt worden ist. Der sprunghafte Anstieg der gemesssenen Temperatur und die Abnahme der relativen Feuchte ist also auf den Föhndurchbruch zurückzuführen. Der Modellwind (Abb. 23b) weht erst ab ca. 15 UTC mit kontstant über 10 ms -1 eindeutig aus Süd. Zuvor weht der Wind mit stark schwankenden Windgeschwindigkeiten aus Richtungen, die von Süd über West bis Nordwest wechseln. Dies läßt vermuten, daß sich der Modellföhn erst langsam im Laufe des Tages durchsetzt und die zuvor im Inntal liegende Luft erst ab ca. 15 UTC verdrängt hat. Der kontinuierliche Anstieg der Temperatur und die Abnahme der relativen Feuchte ist im Modell also nicht nur auf die Föhnluft, sondern auch auf die tageszeitliche Erwärmung zurückzuführen. (a) (b) Abb. 23: zeitlicher Verlauf von Windrichtung und -geschwindigkeit am 3. März in Innbruck/Flughafen: (a) gemessen; (b) MC2; 26

29 Die nur geringe Abnahme der Temperatur, die geringe Zunahme der relativen Feuchte und der starke Südwind von 15 bis 19 UTC belegen, daß sich der Föhn im Modell im Inntal etabliert hat. Die strahlungsbedingte Auskühlung bei 'Nicht-Föhn' ist in diesem Zeitraum zu dieser Jahreszeit wesentlich größer. Die wesentlich niedrigere Temperatur im Modell ist teilweise auf die etwa 400 m höhere Modelltopographie zurückzuführen. Werden die Modelltemperaturen diesem Höhenunterschied entsprechend auf die reale Höhe von Innsbruck korrigiert, unter Annahme von adiabatischen Verhältnissen, erhöht sich die Modelltemperatur auf ca. 9.5 C und entspricht damit der Größenordnung der gemessenen Temperaturen. Der Temperaturunterschied zwischen dem Brennerpass und Innsbruck beträgt im Modell ca. 7.5 C (Brennerpass: ca. -2 C), gemessen ca. 8 C (Brennerpass: 1.5 C). D.h. die adiabatische Erwärmung durch das Herabsteigen der Luftmassen vom Brennerpass nach Innsbruck ist etwa gleich, bedingt durch die gleiche Höhendifferenz von 800 m. Die um ca. 3.5 C niedrigere Modelltemperatur am Brennerpass im Vergleich zur gemessen Temperatur läßt auch darauf schließen, daß die Temperaturunterschiede hauptsächlich durch die um 400 m höhere Modelltopographie verursacht werden. Der im Modell nach Föhndurchbruch geringere Temperaturanstieg läßt sich durch die im Inntal liegende Kaltluft erklären, die trotz der größeren Modellhöhe zu schwach wiedergeben worden ist. Eine Erklärung für die zu schwach ausgeprägten kalten Luftmassen ist die horizontale numerische Diffusion in Verbindung mit der Tatsache, daß die Modellflächen auf denen die meteorologischen Parameter berechnet werden, der Topographie folgen. Die numerische Diffusion gewährleistet, daß Energie, die sich aufgrund der im Modell fehlenden molekularen Dissipation an den Gitterpunkten staut, wegtransportiert wird. Da die Modellflächen teilweise sehr steil sind (z.b. Südhang des Karwendels), findet auch eine Diffusion der Energie in vertikale Richtung statt, was einer Erwärmung entspricht. D.h. wenn auch die im Modell enthaltenen Strahlungsprozesse für eine nächtliche Auskühlung sorgen, findet gleichzeitig eine Erwämung statt, bedingt durch die numerische Diffusion. Kaltluftseen, die sich durch die nächtliche Auskühlung bilden würden, werden durch die Erwärmung durch die numerische Diffusion verhindert oder abgeschwächt. Auf Meeresniveau reduzierter Luftdruck (Abb. 24): Der gemessene und modellierte Druckverlauf sind zwischen 7 und 12 UTC annähernd gleich. Der Druck fällt in diesem Zeitraum von ca hpa auf 1004 hpa, bedingt durch die vom Westen heranziehende Kaltfront. Der Modelldruck sinkt bis 19 UTC auf ca. 999 hpa ab, während der tatsächliche Druck etwas schwächer auf ca hpa fällt. Abb. 24: zeitlicher Verlauf des auf Meeresniveau reduzierten Luftdrucks in Innsbruck/Flughafen am 3. März: ---- MC2; gemessen; 27

30 4.3. Föhnfall 30. Oktober Bei dieser Föhnlage handelt es sich um einen seichten Südföhnfall (siehe Kapitel 4.3.2). Dieser Fall war einer der Special Observation Periods (SOP) während der MAP-Feldmessphase im Herbst 1999, so daß im Bereich des Wipptals eine hohe Dichte an Beobachtungsdaten zur Verfügung stand (siehe Kapitel 4.3.1). Das betrachtete Gebiet ist auf den in Abb. 6c dargestellten Bereich beschränkt worden. In diesem kleineren Bereich ist es besser möglich, die große Menge an Messdaten zu analysieren und kleinräumige Strukturen, z.b. die Strömungsmuster im vertikalen Querschnitt der potentiellen Temperatur (siehe Kapitel 4.3.3), darzustellen Datenmaterial Messdaten: Für diesen Fall stand im Bereich des Wipptals das dichte Beobachtungsnetz der MAP-Feldmessphase zusätzlich zu den Routinebeobachtungen zur Verfügung. Es wurden die Daten von 83 Bodenstationen und 3 Radiosondenstationen (Innsbruck, Gedeir, Sterzing) verwendet. Zum 09 und 15 UTC Termin standen zusätzlich noch die Daten einer Automessfahrt zwischen Innsbruck und Sterzing und eines Messfluges im Bereich des Wipptals zur Verfügung. Die Lage der Boden- und Radiosondenstationen ist Abb. 25 zu entnehmen. Mit 32 Stationen mit denen nur die Temperatur gemessen werden konnte, wurden Temperaturprofile gemessen. Nähere Informationen zu den verschiedenen Stationstypen, zur Kalibrierung und Datenkontrolle sind in der Arbeit von Pippan (2000) enthalten. Zur Darstellung des gemessenen reduzierten Druckfeldes wurden wieder die VERA-Analysen verwendet (siehe Kapitel 4.2.1). Abb. 25: Lage der Messtationen die für diesen Föhnfall verwendet worden sind; 'x': Bodenstationen; rotes '+': Radiosondenstationen; violette Linien: Lage der Temperaturprofile; 28

31 MC2-Modelldaten: Die Modelldaten wurden in der gleichen Weise wie in Kapitel 4.2 verwendet, allerdings mit einem etwas anderem Verlauf des Querschnitts (siehe Abb. 6d) Synoptische Lage und Entwicklung Zunächst sollen die synoptischen Bedingungen und Entwicklung, die zu diesem Föhnfall geführt haben, näher erläutert werden: 500 hpa Niveau (Abb. 26): (a) (b) (c) (d) Abb. 26: Geopotentielle Höhe und Temperatur in 500 hpa: (a) 12 UTC 29. Okt.; (b) 00 UTC 30. Okt.; (c) 12 UTC 30. Okt.; (d) 00 UTC 31. Okt; Über Mitteleuropa liegt ein weit ausgedehnter Keil, der sich ostwärts verlagert und etwas abschwächt. Um 00 UTC am 30. Oktober (Abb. 26b) liegen die Ostalpen und der Tiroler Raum etwa im Bereich der Keilachse. Die mittlere Troposphäre über dem Gebiet des Brennerpasses befindet sich dadurch in einer westsüdwestlichen Strömung mit Windgeschwindigkeiten bis maximal 13 m s -1. Von Westen nähert sich ein wenig ausgeprägter Trog. Eine überwiegend westliche Strömung über Westeuropa advehiert warme Luftmassen von Spanien Richtung Mitteleuropa und verhindert eine weitere Entwicklung des Troges, so daß nur die Westalpen um 12 UTC am 30. Oktober (Abb. 26c) vorübergehend in eine südwestliche Strömung geraten. Über den Ostalpen und dem Brennergebiet herrscht weiterhin eine überwiegend westliche Strömung. Die für hochreichenden Föhn nötige Südwest- oder Südströmung tritt nicht auf. 29

32 850 hpa Niveau (Abb. 27) und auf Meeresniveau reduzierter Luftdruck (Abb. 28): (a) (b) (c) (d) Abb. 27: Geopotentielle Höhe und Temperatur in 850 hpa: (a) 12 UTC 29. Okt.; (b) 00 UTC 30. Okt.; (c) 12 UTC 30. Okt.; (d) 00 UTC 31. Okt.; (a) (b) 30

33 (c) (d) Abb. 28: auf Meeresniveau reduzierter Luftdruck und 10m Wind: (a) 12 UTC 29. Okt.; (b) 00 UTC 30. Okt.; (c) 12 UTC 30. Okt.; (d) 12 UTC 31. Okt.; Am 29. Oktober um 12 UTC (Abb. 27a) befinden sich im Ostalpenraum auf der Alpennordseite noch potentiell kältere Luftmassen als auf der Alpensüdseite. Der höhere Luftdruck befindet sich noch auf der Alpennordseite (Abb. 28a). Über Nordosteuropa liegen kalte Luftmassen. Bis zum 30. Oktober 00 UTC fließen die kalten Luftmassen aus Nordosteuropa um den Alpenostrand herum bis auf die Alpensüdseite. Südlich von Island kommt es zu einer starken und raschen Tiefdruckentwicklung, die auch im Alpenvorland einen raschen Druckfall bewirkt. Der Druckgradient kehrt sich damit um und ist nun von Nord nach Süd über den Alpenhauptkamm gerichtet (Abb. 28b). Die Druckdifferenz beträgt zwischen Verona und München ca. 6 hpa. Kapitel wird zeigen, daß kleinräumig wesentlich höhere Werte erreicht werden können. Vertikale Schichtung: Abb. 29 zeigt die Radiosondenaufstiege von Gedeir und Sterzing um 12 UTC am 30. Oktober. Die Kaltluft auf der Alpensüdseite reicht etwa bis in eine Höhe von 2300 m (Inversionsschicht). Die Luft in 1000 m (über MSL) ist auf der Alpensüdseite ca. um 7 C kälter. Unterhalb der Inversionschicht finden auf der Alpensüdseite kaum Luftbewegungen statt. Abb. 29: SkewTlogp-Diagramm der Radiosondenaufstiege von Sterzing und Gedeir; Temperatur; --- Taupunkt; 31

34 Oberhalb nimmt der Wind immer mehr zu und dreht von Süd auf Westsüdwest. Unterhalb der ausgeprägten Inversion beim Aufstieg Gedeir weht der Wind aus Südost bis Süd mit bis zu 30 m s -1. Oberhalb dreht der Wind wie auf der Alpensüdseite auf Westsüdwest. Über ca m verlaufen die Aufstiege annähernd gleich. Der Föhn modifiziert die Strömung nur bis etwa 3000 m. Folgerung: Die hier beschriebenen synoptischen Faktoren überwiegend westsüdwestliche Strömung oberhalb Kammniveau von N nach S gerichteter Druckgradient über dem Alpenhauptkamm blockierende Kaltluft südlich des Alpenhauptkammes bewirken nördlich des Alpenhauptkammes eine seichte Südföhnströmung, die oberhalb Kammniveau in etwa 3000 m von der westsüdwestlichen Strömung in der freien Atmosphäre entkoppelt ist. Im Inntal liegen zunächst noch kalte Luftmassen, die ein Durchbrechen des Föhns verhindern. Entsprechend der Jahreszeit sorgt die tageszeitliche Erwärmung erst in den Nachmittagsstunden für die nötigen Temperaturen, die ein Durchgreifen des Föhns um ca. 15 UTC bis nach Innsbruck möglich machen. Föhnende: Ausgehend von dem Tiefdruckgebiet südlich vor Island nähert sich von Westen in Zusammenhang mit einem Kurzwellentrog eine Kaltfront, die in der Nacht auf den 31. Oktober das Gebiet um den Brennerpass erreicht. Die Kaltfront legt sich zunächst an die Alpen entlang des Alpenhauptkammes an. Hinter der Kaltfront, im Bereich des Alpenvorlandes, beginnt der Luftdruck wieder stark zu steigen (Abb. 28d). Die damit verbundene Umkehr des Druckgradienten beendet diesen seichten Föhnfall Vertikaler Querschnitt der potentiellen Temperatur In Abb. 30 sind vertikale Querschnitte der potentiellen Temperatur von analysierten Messdaten und MC2-Modelldaten jeweils zu den Terminen 06, 09,12 und 15 UTC dargestellt. Der Verlauf des Modellquerschnittes ist Abb. 6d zu entnehmen. Die Messdaten, die für die Analysen verwendet wurden, wurden wie in Kapitel beschrieben dargestellt. Für die Termine 09 UTC und 15 UTC sind Daten von Messflügen verwendet worden. D.h. daß zu diesen Terminen auch kleinräumige Strukturen im Strömugsbild analysiert werden konnten. Anhand der Analysen und Modelldaten sollen nun folgende Punkte gegenübergestellt werden: Topographie: Ein ausführlicher Vergleich der Topographie wurde bereits in Kapitel 4.1 gegeben. Es soll nochmal darauf hingewiesen werden, daß die hier dargestellte MC2- Topographie am besten mit der mittleren Höhe in den Analysen verglichen wird. Die Form der Modelltopographie gleicht im Wipptal der mittleren Höhe der reellen Topographie. Die MC2- Topographie liegt allerdings 400 m höher. Die Erhebung der minimalen Höhe bei ca ist der Achenpass. Blockierende Kaltluft: Die südlich des Alpenhautkammes liegende blockierende Kaltluft, über der sich die Föhnströmung etabliert, ist im Modell und in den Analysen zu finden. Die potentiell kältesten Luftmassen haben im Modell in Bodennähe ca. 288 K, in den Beobachtungen etwa 280 K (Abb. 30a und 30b). Allerdings muß dort die unterschiedliche Höhe der Topographie beachtet werden. Die Modellhöhe bei 46.5 E beträgt ca. 800 m - die tatsächliche Höhe liegt ca. 500 m tiefer. Die potentielle Temperatur bei ca E in Höhe des Brennerpasses, zeigt kaum noch Abweichungen: ca. 295 K im Modell wie in den Analysen um 9 UTC. Die Höhe der blockierenden Kaltluft liegt im Modell etwa 600 m, in den Analysen etwa bei 1200 m über Grund. Auch hier ist wieder die unterschiedliche Höhe der Topographie zu beachten. 32

35 (a) (b) (c) (d) (e) (f) (g) (h) 33

36 Abb. 30: vertikale Querschnitte der potentiellen Temperatur in Nord-Süd-Richtung zwischen Bozen und dem Karwendelgebirge: (a), (c), (e), (g) MC2-Daten von 6, 9, 12 und 15 UTC; (b), (d), (f), (h) Analysen von 6, 9, 12 und 15 UTC; Dargestellt sind Isentropen im Abstand von 2 K. Die schwarz gestrichelten Linien in den Analysen sind Isentropen im Abstand 1 K, um kleinräumige Strukturen besser hervorheben zu können. Die in den Analysen schwarz gefüllte Fläche stellt die minimale Höhe entlang des in Kapitel 4.1 beschriebenen Streifens dar. Die schwach durch scheinende durchgezogene Linie stellt die durchschnittliche, die schwach durchscheinende gestrichelte Linie die maximale Höhe dar. Kaltluft und Föhndurchbruch im Inntal: In den Analysen ist im Inntal deutlich die Kaltluft zu erkennen, die die Föhnluft zunächst noch nicht bis ins Inntal vordringen läßt. Erst im Tagesverlauf kann sich durch die strahlungsbedingte Erwärmung die Föhnströmung bis Innsbruck durchsetzten, wie es im Verlauf der Analysen von 6 UTC bis 15 UTC gut nachzuvollziehen ist. Die potentielle Temperatur steigt in Innsbruck von 288 K um 6 UTC auf 298 K um 15 UTC. Im Modell ist im Inntal zu allen Terminen keine Kaltluft zu finden, die die Föhnluft zunächst blockiert hätte. Der Föhn hat im Modell schon von Beginn des betrachteten Zeitraums bis ins Inntal durchgegriffen. Grund für die im Modell nicht enthaltene Kaltluft ist die numerische Diffusion. Dieser dem Modell eigene Prozeß wurde bereits in Kapitel näher erläutert. Die potentielle Temperatur liegt im Modell im Inntal während der ganzen betrachteten Periode bei etwa 296 K. Um 15 UTC kann im unteren Wipptal etwa bei 47.2 eine Erwärmug feststellt werden. Die 296 K Isentrope schneidet dort die Oberfläche, so wie es auch in den Analysen beobachtet werden kann. Bei den Temperaturunterschieden im Wipptal muß auch wieder die unterschiedliche Höhe der Topographie beachtet werden. Die im Inntal ankommende Föhnluft steigt im Modell von einer Höhe von etwa 1800 m auf 1000 m herab (Abb. 30g), tatsächlich von etwa 2300 m auf etwa 600 m (Abb. 30h). Stabilität: Südlich des Brennerpasses ist die Atmosphäre bis in eine Höhe von ca m im Modell wie auch tatsächlich sehr stabil geschichtet, mit einem potentiellen vertikalen Temperaturgradienten von ca. 10 K km -1. Oberhalb dieser Schicht ist die Stabilität wesentlich geringen mit nur ca. 2 K km -1. Diese Inversionsschicht ist in den Analysen allerdings wesentlich schärfer abgegrenzt als es vom Modell gezeigt wird. Die Stabilität in diesem Bereich bleibt während des betrachteten Zeitraumes im Modell sowie in den Analysen annähernd gleich. Die stabile Schichtung in den unteren Schichten bietet die Voraussetzung zur Ausbildung von Schwerewellen. Hydraulisches Verhalten: Das analysierte sowie das modellierte Strömungsfeld zeigt im gesamten betrachteten Zeitraum hydraulisches Verhalten im stabilen Bereich unter 3000 m. Die Isentropen senken sich schon südlich des Brennerpasses ab und verengen sich weiter stromabwärts. Der Brennerpass fungiert hier also als Punkt, der die Strömumg kontrolliert. Zu allen Terminen ist in den Modelldaten im unteren Bereich des Wipptals kurz vor Innsbruck ein hydraulischer Sprung zu erkennen. Über dem Karwendel sinken die Isentropen südlich höchsten Punktes ab. Das Karwendel spielt hier eine ähnliche Rolle als Kontrollpunkt wie der Brennerpass. Der hydraulische Sprung vor Innsbruck fungiert daher als Anpassung an die neuen Strömungseingenschaften, die durch das Karwendel erzwungen werden. Das hydraulische Strömungsbild im Bereich des Karwendels kann nicht verifiziert werden, da dort kaum Messdaten vorhanden waren. Wellen: In den Analysen von 6 bis 15 UTC befinden sich oberhalb 3500 m, in der Schicht mit geringer Stabilität, keinerlei Wellenstrukturen. Bei den Abbildungen von 9 UTC und 15 UTC kann dies eindeutig belegt werden, da zu diesen Zeitpunkten ausreichend Datenmaterial von den Messflügen für diese Höhe zur Verfügung steht. In den Modelldaten bilden sich in diesem 34

37 Bereich schon um 6 UTC Schwerewellen, die sich bis 15 UTC amplifizieren aber stationär bleiben. Grund dafür ist die wesentlich schwächere Inversion. Der Vergleich von weiteren Wellenstrukturen soll nun auf die Termine 9 und 15 UTC beschränkt werden, da nur für diese Termine wie schon oben erwähnt die Datendichte für verläßliche Analysen hoch genug ist. In den Analysen befindet sich um 9 UTC bei 47.2 in ca m eine Welle die sich bis 15 UTC stark amplifiziert und stationär bleibt. Ob es sich bei dieser Wellenstruktur um Schwerewellen oder um einen hydraulischen Sprung handelt, kann nicht allein anhand des Strömungsbildes der Isentropen bestimmt werden. Um diese Frage zu beantworten, ist in Abb. 31 das Windfeld entlang des Querschnitts um 15 UTC dargestellt. In Abb. 31b ist der Bereich vergrößert dargestellt in dem die Schwerewellen verifiziert werden sollen, in Abb. 31c der Bereich des hydraulischen Sprungs. Abb. 31b zeigt deutlich die auf- und abwärtsgerichtete Luftbewegung bei nahezu gleichbleibender Windgeschwindigkeit. Daraus läßt sich schließen, daß es sich hier tatsächlich um Schwerewellen handelt, die sich an der Inversionschicht ausbilden. Die Windverhältnisse im Abb. 31c deuten auf einen hydraulischen Sprung hin. Bei ca ist die Windbewegung überwiegend abwärts gerichtet, die Windgeschwindigkeiten liegen bei etwa 8-10 m s -1. Weiter stromabwärts ist keine bevorzugte Windrichtung mehr festzustellen und die Windgeschwindigkeit geht bis stellenweise unter 1 m s -1 zurück. Die im Modell zu diesem Termin auftretenden Wellenstrukturen können nicht eindeutig als Schwerewellen oder hydraulischer Sprung interpretiert werden, da für diesen Modellauf keine vertikale Windkomponente zur Verfügung stand, um dies in analoger Weise wie oben zu untersuchen. Im modellierten Strömungsbild zeigt sich um 15 UTC etwa über Innsbruck zwischen 3000 m und 4000 m eine Wellenstruktur. Weiter unten deutet das Strömungsbild auf einen hydraulischen Sprung etwa in dem Bereich, wo er auch in den Analysen gefunden wurde. (a) 35

38 (c) (b) Abb. 31: (a) vertikaler Querschnitt des Windes gebildet aus dem vertikalen Wind und der Komponente des horizontalen Windes in Richtung der Wipptalachse (Nordnordwest); die umrandeten Bereiche sind in (b) und (c) vergrößert dargestellt; die Daten stammen von einem Messflug; (b) vertikaler Schnitt durch das Windfeld im Bereich der Schwerewellen; (c) vertikaler Schnitt durch das Windfeld im Bereich des hydraulischen Sprungs; die vertikale Komponente der Windvektoren ist überhöht dargestellt; die Vektoren geben also nicht die exakte Windrichtung wieder; Verteilung von potentieller Temperatur, relativen Feuchte und reduziertem Druck entlang des Wipptals zwischen Sterzing und Innsbruck In den folgenden Abbildungen ist die Verteilung der potentiellen Temperatur (Abb. 32), der relativen Feuchte (Abb. 33) und des auf Meeresniveau reduzierten Luftdrucks (Abb. 34) dargestellt. Für die Analysen sind die Daten einer Automessfahrt verwendet worden, die auf der Autobahn zwischen Innsbruck und Sterzing durchgeführt wurde. Die Messungen, die sich etwa über den Zeitraum von einer Stunde erstrecken (ca UTC), werden zu einem fixen Zeitpunkt dargestellt und mit den Modelldaten von 10 UTC verglichen. Es wird dabei angenommen, daß in diesem Zeitraum synoptisch keine großen Änderungen stattfinden. Die Kurven der Modelldaten in Abb verlaufen wesentlich glatter. Dies ist größtenteils auf die auch viel glatter verlaufende Modelltopographie zurückzuführen. potentielle Temperatur: Der Verlauf der gemessenen potentiellen Temperatur zeigt bei etwa einen deutlichen Sprung von ca. 4.5 K. Dieser Bereich stellt den Übergang von der im Inntal liegenden Kaltluft zu der vom Brennerpass herabsteigenden Föhnluft dar. In den Modelldaten ist ein kontinuierlicher Anstieg von ca. 1 K zu erkennen. Ein Vergleich der beiden Kurven bestätigt im wesentlichen die in Kapitel gewonnenen Ergebnisse. 36

39 Abb. 32: Verlauf der potentiellen Temperatur entlang des Wipptals um 10 UTC von MC2-Daten und einer Automessfahrt; die Kreise stellen im Modell die Gitterpunkte, bei der Messfahrt die ausgewählten Punkte im Abstand von 0.01 Breite dar; ---- Höhe der Wipptalachse; relative Feuchte: Der Übergang von Kaltluft zu Föhnluft ist auch am gemessenen Verlauf der relativen Feuchte gut nachvollziehbar. Die relative Feuchte sinkt von ca. 80 % in Innsbruck auf ca. 40 % bei Dieser Abfall ist in den Modelldaten nicht erkennbar. Die relative Feuchte im Modell in Innsbruck liegt mit ca. 65 % um 25 % unter der Gemessenen, am Brenner mit nahe 100 % um ca. 25 % über der Gemessenen. Die höheren beobachteten Werte der relativen Feuchte in Innsbruck waren zu erwarten, da die Kaltluft im Inntal vom Modell nicht wiedergegeben wurde. Bedingt durch die Topographie zeigen beide Kurven im weiteren Verlauf bis südlich des Brenners einen gleichmäßigen Anstieg der relativen Feuchte. Das weitere Ansteigen südlich des Brennes, trotz wieder fallender Topographie, erklärt sich durch die auf der Alpensüdseite liegenden blockierenden, kalten und feuchten Luftmassen. Bis Sterzing nimmt die relative Feuchte im Modell allderdings bis 85 % ab. Abb. 33: Verlauf der relativen Feuchte entlang des Wipptals um 10 UTC von MC2-Daten und einer Automessfahrt; die Kreise stellen im Modell die Gitterpunkte, bei der Messfahrt die ausgewählten Punkte im Abstand von 0.01 Breite dar; ---- Höhe der Wipptalachse; reduzierter Luftdruck: Der gemessene Druckverlauf zeigt über Innsbruck Werte um 1026 hpa, die dann bis 47,2 (etwa im Bereich der Europabrücke) bis 1016 hpa abfallen. Der höhere Druck über Innsbruck wird verursacht durch die noch im Inntal liegende Kaltluft und das Auftreffen der Föhnströmung auf die Südseite des Karwendels. Der Druckverlauf steigt bis Sterzing auf ca hpa an, zeigt aber bis zum Brenner starke Schwankungen. Die Druckabnahme über dem 37

40 Brenner stromabwärts steht in Einklang mit dem Absinken der Inversionsschicht und der damit verbundenen Zunahme der Windgeschwindigkeit. D.h. daß einerseits der Druck hydrostatisch bedingt durch die geringere Schichtdicke der kalten Luftmassen, andererseits entsprechend der Bernoulligleichung absinkt, durch die Erhöhung der Windgeschwindigkeit zufolge des hydraulischen Verhaltens der Strömung. Die gemessene Druckdifferenz zwischen Sterzing und der Europabrücke beträgt ca. 16 hpa, im Modell ca. 5 hpa. Die Modellkurve gibt den Druckanstieg über Innsbruck mit ca. 1 hpa nur schwach wieder, da im Modell die Kaltluft im Inntal nicht enthalten ist. Der Modelldruck steigt bis Sterzing kontinuierlich bis ca hpa. Die starken gemessenen Druckschwankungen zwischen dem Brenner und Innsbruck konnten vom Modell nicht wiedergegeben werden. Abb. 34: Verlauf des auf Meeresniveau reduzierten Luftdrucks entlang des Wipptals um 10 UTC von MC2-Daten und einer Automessfahrt; die Kreise stellen im Modell die Gitterpunkte, bei der Messfahrt die ausgewählten Punkte im Abstand von 0.01 Breite dar; ---- Höhe der Wipptalachse; Vertikales Windprofil Im folgenden sollen die Radiosondenaufstiege von Sterzing und Gedeir mit den entsprechenden vertikalen Profilen aus den Modelldaten verglichen werden (Abb. 35 und Abb. 36). Sterzing liegt ca. 15 km stromaufwärts südlich des Brenners, Gedeir ca. 15 km stromabwärts des Brenners im Wipptal. Betrachtet werden Windrichtung und -geschwindigkeit. (a) (b) Abb. 35: vertikale Windprofile von (a) Windrichtung und (b) Windgeschwindigkeit in Gedeir um 12 UTC am 30. Oktober; ---- MC2-Daten; Radiosondenaufstieg; 38

41 Gedeir: Die Windrichtung in Gedeir dreht im Modell wie auch im Aufstieg von Südost in Bodennähe über Süd in ca m auf Westsüdwest in ca m. In höher liegenden Schichten weht der Wind überwiegend aus Westsüdwest. Die Winddrehung auf Südwest in ca m wurde vom Modell erfasst. Die Windrichtung ist in den untersten Luftschichten vor allem durch die Ausrichtung des Wipptales nach Nordnordwest vorgegeben (im Modell wie auch tatsächlich). Die Übereinstimmung der Windrichtung in diesem Bereich war also zu erwarten. Die Windgeschwindigkeiten in der seichten Föhnströmung sind vom Modell überschätzt worden im Modell maximal 30 m s -1, gemessen maximal ca. 15 m s -1. In der freien Atmosphäre wurde die Größenordnung der Windgeschwindigkeit vom Modell erfasst. Das Windmaximum trat dort in einer Höhe von 4500 m mit ca. 18 m s -1 (gemessen ca. 15 m s -1 ) auf. Das gemessene Maximum lag in einer Höhe von 9000 m mit ca. 22 m s -1. Sterzing: Die schwachen gemessenen Winde aus unterschiedlichen Richtungen bis ca m zeigen deutlich die blockierende Kaltluft südlich des Brenners. Die Strömung oberhalb dreht zunehmend von Südwest auf Westsüdwest und entspricht im wesentlichen dem Aufstieg von Gedeir. Der Modellwind weht schon unter 2000 m schwach aus Südwest. Oberhalb verstärkt er sich und dreht ebenfalls auf Westsüdwest. Da das Modell auch hier schon bis in eine Höhe von etwa 3500 m deutlich höhere Windgeschwindigkeiten als im Aufstieg zeigt, lassen sich auch die höheren modellierten Windgeschwindigkeiten in Gedeir besser erklären. Modell und Aufstieg geben beide wieder, daß die Strömung im Wipptal unter Kammniveau von der Strömung in der freien Atmosphäre abgekoppelt ist. (a) (b) Abb. 36: vertikale Windprofile von (a) Windrichtung und (b) Windgeschwindigkeit in Sterzing um 12 UTC am 30. Oktober; ---- MC2-Daten; Radiosondenaufstieg; horizontale Verteilung des reduzierten Luftdrucks Im folgenden soll die horizontale Verteilung des auf Meeresniveau reduzierten Luftdrucks verglichen werden. Abb. 37a zeigt die Messdaten, Abb. 37b die Modelldaten. Zur Darstellung der Messdaten wurden die VERA-Analysen verwendet. Die Methode, die bei der Erstellung der VERA-Analysen verwendet wird, wurde bereits in Kapitel beschrieben. Der Vergleich mit den Modelldaten beschränkt sich aufgrund der unterschiedlichen Auflösung der Modell- und VERA-Daten, wie in Kapitel 4.2.6, auf den synoptisch- und mesoskaligen Bereich. Der Druck am Alpensüdrand beträgt im Modell etwa 1025 hpa, in den Vera-Analysen etwa 1023 hpa, im nördlichen Alpenvorland im Modell etwa 1017 hpa, in den Vera-Analysen etwa

42 (a) (b) Abb. 37: auf Meeresniveau reduzierter Luftdruck um 15UTC: (a) VERA- Analysen; (c) MC2; hpa. Daraus ergibt sich eine Druckdifferenz vom Alpensüd- bis nordrand von ca. 8 hpa im Modell und ca. 7 hpa in den VERA-Analysen. Die Druckdifferenz zwischen Sterzing und Innsbruck beträgt im Modell ca. 4 hpa, in den VERA-Analysen nur ca. 1.5 hpa. Kapitel hat gezeigt, daß in diesem Föhnfall eine Druckdifferenz zwichen Sterzing und Innsbruck von ca. 16 hpa aufgetreten ist. Während die VERA-Analysen im Nordwesten schon den Druckfall durch das herannahende Tiefdruckgebiet über Island zeigt, ist in diesem Bereich im Modell noch keine Abnahme des Drucks erkennbar. Die Werte liegen dort noch um 1020 hpa, in den VERA- Analysen bei ca hpa. Etwa bei 46.6 N und 10.6 E zeigen Modell und VERA-Analysen ein lokales Hockdruckgebiet, mit Modellwerten bis 1028 hpa - VERA: bis 1025 hpa Zeitlicher Verlauf von Temperatur, relativer Feuchtigkeit, Wind und Luftdruck in Innsbruck Temperatur, relative Feuchtigkeit und Wind: Der gemessene Verlauf der Temperatur und relativen Feuchte (Abb. 38b) zeigt die tagesbedingte kontinuierliche Erwärmung bis 15 MEZ von ca. 10 C auf ca C. Danach nimmt, entsprechend der Tageszeit, die Temperatur ab, bzw. die relative Feuchtigkeit zu. Ab ca. 17 MEZ nimmt die Temperatur immer wieder sprunghaft zu, bzw. die relative Feuchtigkeit ab. Ursache dafür ist die Föhnluft, die sich zeitweise bis ins Inntal durchsetzt. Der Wind (Abb. 39b) wird im Tagesverlauf böiger, nimmt 40

43 von ca. 1 ms -1 auf ca. 4 ms -1 zu und weht überwiegend aus West mit einzelnen Böen aus Süd und wechselnden Richtungen. Dies zeigt das Ausfließen der Luftmassen aus dem Inntal, die ab 17 MEZ mit einigen Föhnböen durchsetzt sind. Die Windböen vor 17 MEZ werden zwar auch schon vom Föhn verursacht, sind aber noch nicht stark genug, um sich auf den Verlauf der Temperatur und relativen Feuchte auszuwirken. Ab ca. 21 MEZ nimmt das Ausfließen zu, der Wind weht konstant aus West, d.h. daß sich die Föhnböen nicht mehr bis zum Talboden durchsetzen können. (a) (b) Temperatur rel. Feuchte [%] Temperatur [ C] 40 rel. Feuchte :00 08:00 10:00 12:00 14:00 16:00 18:00 20:00 22:00 24:00 Abb. 38: zeitlicher Verlauf der relativen Feuchte und Temperatur in Innsbruck (Univ.) am 30. Oktober: (a) MC2- Modelldaten; der Sprung zeigt den Übergang des Modelllaufes vom 29. Okt. zum Modelllauf vom 30. Okt.; der strichlierte Bereich fällt noch in die Einschwingzeit des Modellaufs vom 30. Okt.; (b) gemessene Werte; MEZ 8 (a) (b) :00 08:00 10:00 12:00 14:00 16:00 18:00 20:00 22:00 24:00 Abb. 39: zeitlicher Verlauf von Windgeschwindigkeit und -richtung in Innsbruck (Univ.) am 30. Oktober; (a) MC2-Modelldaten; der Sprung zeigt den Übergang des Modelllaufes vom 29. Okt. zum Modelllauf vom 30. Okt.; der strichlierte Bereich fällt noch in die Einschwingzeit des Modellaufs vom 30.Okt.; (b) gemessene Werte; Windgeschwindigkeit [ms -1 ] MEZ Windrichtung [ ] Der modellierte Verlauf der Temperatur und relativen Feuchte (Abb. 38a) zeigt ein sehr untypisches Bild. Die Temperatur nimmt im betrachteten Zeitraum von 6 bis 24 MEZ von ca. 14 C auf ca. 8 C ab, die relative Feuchtigkeit von ca. 70 % auf ca. 90 % zu. Der Sprung um 15 MEZ kommt durch den Übergang vom Modellauf vom 29. Oktober zum Modellauf vom 30. Oktober zustande. Abb. 40a zeigt, daß ab einer Höhe von ca. 500 m über Grund die Temperatur ab etwa 9 MEZ leicht ansteigt, über 1000 m ab ca. 11 MEZ aber schon wieder zu sinken beginnt. Die Verteilung der gemessenen Temperatur in Abb. 40b zeigt bis in eine Höhe von ca. 800 m deutlich die Erwärmung im Tagesverlauf. Darüber nimmt die Temperatur ähnlich wie im Modell im 41

44 gesamten betrachteten Zeitraum ab. D.h. daß tatsächlich kältere Luftmassen advehiert werden. Die unterschiedlichen Temperaturen sind größtenteils wieder auf die um 400 m höhere Modelltopographie zurückzuführen. Die bodenahen Luftmassen im reellen Inntal können sich strahlungsbedingt erwärmen, da die Föhnströmung noch nicht durchgebrochen ist. Im Modellinntal weht der Südwind schon ab 6 MEZ mit teils über 10 m s -1 (Abb. 39a), so daß die kälter werdenden Luftmassen die tageszeitliche Erwärmung überwiegen. (a) (b) Abb. 40: Hovmöllerdiagramme des zeitlichen Verlaufs der Temperatur in Innsbruck: (a) MC2-Daten; der Übergang vom Modellauf vom 29. Oktober zum Modellauf vom 30. Oktober zwischen 14 und 15 MEZ ist durch die senkrechten Linien markiert; (b) 6-stündige Radiosondenaufstiege; Im Modell hat sich also der Föhn schon zu Tagesbeginn bis ins Inntal durchgesetzt. Ursache dafür ist wieder die im Inntal fehlende Kaltluft (siehe Kap ). Ab ca. 16 MEZ (Modelllauf vom 30. Oktober) weht der Modellwind mit ca. 2 ms -1 aus Nordost bis Nordwest. Der Wind zeigt also keine Anzeichen einer Föhnströmung mehr. Möglicherweise fließen im Modell schon vom Alpenvorland kalte Luftmassen ins Inntal ein. Luftdruck: Der auf Meeresniveau reduzierte gemessene Luftdruck (Abb. 41) fällt bis 15 MEZ von ca hpa auf ca hpa. Danach steigt er auf ca hpa an. Der modellierte Druck fällt bis 15 MEZ vergleichsweise schwach von ca hpa bis ca hpa. Ab ca. 16 MEZ (Modelllauf vom 30. Oktober) steigt der Modelldruck wie auch der Gemessene um ca. 2 hpa an, ist aber ca. 8 hpa zu hoch. Der Anstieg des Luftdrucks deutet auf die Advektion von kalten Luftmassen hin. Abb. 41: zeitlicher Verlauf des auf Meeresniveau reduzierten Luftdrucks in Innsbruck am 30. Oktober; MC2-Modelldaten; der Sprung zeigt den Übergang des Modelllaufes vom 29. Okt. zum Modelllauf vom 30. Okt.; der strichlierte Bereich fällt noch in die Einschwingzeit des Modellaufs vom 30.Okt.; ---- Messdaten; 42