Charakterisierung der synoptischen Situation während der ...

Universität Leipzig
Institut für Meteorologie
Bachelorarbeit
Charakterisierung der synoptischen
Situation während der Kampagne
SORPIC April/Mai 2010
eingereicht von: Felix Dietzsch
Matrikelnummer: 1473979
Erstgutachter:
Zweitgutachter:
Prof. Dr. Manfred Wendisch
Dr. André Ehrlich
Leipzig, den 9. Juni 2011

Inhaltsverzeichnis
II
Inhaltsverzeichnis
1 Einleitung 1
2 Polare Kaltluftausbrüche und organisierte Grenschichtkonvektion 3
2.1 Charakterisierung polarer Kaltluftausbrüche . . . . . . . . . . . . . . . . 3
2.1.1 Der MCAO-Index . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3
2.1.2 Zeitreihe des MCAO-Index für Ny Ålesund . . . . . . . . . . . . 4
2.1.3 MCAO-Index während SORPIC . . . . . . . . . . . . . . . . . . 5
2.1.4 Kreuzkorrelation von MCAO-Index und synoptischen Parametern 7
2.2 Organisierte Grenzschichtkonvektion . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 10
2.2.1 Grenzschichtbewölkung während SORPIC . . . . . . . . . . . . . 10
2.2.2 Unterteilung und Charakterisierung konvektiver Grenzschichtbewölkung
. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 10
3 Charakterisierung der synoptischen Situation 16
3.1 Verwendete Karten und Modelle . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16
3.1.1 Das Geopotential . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16
3.1.2 Die äquivalentpotentielle Temperatur . . . . . . . . . . . . . . . 17
3.1.3 Das ECMWF-Globalmodell . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 18
3.1.4 Das GFS-Globalmodell . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 18
3.2 Erste Messperiode (03.-06. Mai 2010) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 18
3.2.1 Großwetterlage . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 18
3.2.2 Flug 1 (03. Mai 2010) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 20
3.2.3 Flug 2 (04. Mai 2010) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 20
3.2.4 Flug 3 (05. Mai 2010) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23
3.2.5 Flug 4 (06. Mai 2010) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23
3.3 Zweite Messperiode (09.-11. Mai 2010) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 25
3.3.1 Großwetterlage . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 25
3.3.2 Flug 5 (09. Mai 2010) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 26
3.3.3 Flug 6 (10. Mai 2010) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 29
3.3.4 Flug 7 (11. Mai 2010) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 29
3.4 Dritte Messperiode (13.-17. Mai 2010) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 31
3.4.1 Großwetterlage . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 31
3.4.2 Flug 8 (13. Mai 2010) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 33
3.4.3 Flug 9 (14. Mai 2010) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 35
3.4.4 Flug 10 (15. Mai 2010) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 35
3.4.5 Flug 11 (16. Mai 2010) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 35

Inhaltsverzeichnis
III
3.4.6 Flug 12 (17. Mai 2010) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 38
4 Zusammenfassung 40
Abkürzungsverzeichnis
Symbolverzeichnis
Literaturverzeichnis
III
IV
V

1
1 Einleitung
Vom 30. April bis 20. Mai 2010 fand auf Spitsbergen die dreiwöchige Messkampagne
„SORPIC“ (Solar Radiation and Phase Discrimination of Arctic Clouds) statt. Untersucht
wurde der Strahlungshaushalt von Mischphasenwolken innerhalb der Grenzschicht.
Mischphasenwolken definieren sich dadurch, dass sie sowohl Wassertropfen als
auch Eispartikel enthalten. Diese Art von Wolken ist noch immer unzureichend in Klimamodellen
erfasst. Es ist aber bekannt, dass sie einen signifikanten Einfluss auf den
arktischen Wärme- und Strahlungshaushalt haben (vgl. Bierwirth (2010)). Dieser wird
bestimmt durch die Wasser- und Eisanteile der Wolke. Zur Bestimmung all dieser Eigenschaften
war es erforderlich, flugzeuggebundene Messungen von Strahlung und Strahlungsdichte
sowie anderen physikalischen Eigenschaften wie Temperatur und Feuchte
an diesen Wolken durchzuführen. Weiterhin kann man aus den gewonnenen Strahlungsdaten
Erkenntnisse über die Zusammenhänge der Strahlungseigenschaften mit anderen
physikalischen Eigenschaften der Wolken wie Temperatur und Wasser-/Eisgehalt erhalten
und diese für Fernerkundungsmethoden wie z.B. Satellitenbeobachtungen nutzen.
Ziel der Kampagne war es, zu testen, mit welcher Genauigkeit die Strahlungsdichte von
Mischphasenwolken aus den physikalischen Eigenschaften der Wolken selber abgeleitet
werden kann, um die Umsetzbarkeit für Klimamodelle zu prüfen (Bierwirth (2010)).
Während der Kampagne wurden Messflüge mit dem Forschungsflugzeug POLAR 5 des
Alfred-Wegener-Instituts durchgeführt. Zum Einsatz kamen Albedometer, Lidar, Photometer,
Dropsonden zur Messung von Feuchtigkeits- und Temperaturprofilen, u.a. Insgesamt
wurden 13 Flüge durchgeführt und dabei 47 Flugstunden zurückgelegt (vgl. Third
Weekly SORPIC Report). Die absolvierten Flugrouten sind in Abbildung 1.1 dargestellt.
Ausgangspunkt der Messflüge war die Stadt Longyearbyen auf Spitsbergen.
Das Auftreten von Mischphasenwolken innerhalb der Grenzschicht ist abhängig von der
synoptischen Situation. Ohne Kenntnis der Mechanismen im aktuellen Wettergeschehen,
die zur Entstehung der Wolken führen, ist eine Einordnung der Messergebnisse
schwierig. Aus diesem Grund untersucht und analysiert diese Arbeit das synoptische
Geschehen im Gebiet Svalbards während der dreiwöchigen SORPIC-Kampagne. Der
Kampagnenzeitraum ist dabei in drei Abschnitte gegliedert. Im Vorfeld dieser Analyse
werden Erkenntnisse zu arktischen Kaltluftausbrüchen und organisierter Grenzschichtkonvektion
zusammengefasst. Diese Prozesse sind wesentlich für die Entstehung der
untersuchten Mischphasenwolken. Es wird eine Zeitreihe arktischer Kaltluftausbrüche
auf Spitsbergen betrachtet und ein Zusammenhang zu anderen synoptischen Parametern
untersucht.

Abbildung 1.1: Zurückgelegte Flüge während SORPIC (Eike Bierwirth, Universität
Leipzig
2

3
2 Polare Kaltluftausbrüche und
organisierte Grenschichtkonvektion
2.1 Charakterisierung polarer Kaltluftausbrüche
In polaren Breiten sind Kaltluftausbrüche (cold air outbreaks, CAO) mitprägend für
das Wettergeschehen. Sie treten vorwiegend im Winter auf und können zu markanten
Wettererscheinungen führen (vgl. Kolstad u. a. (2009)). Kolstad und Bracegirdle stellen
fest, dass keine einheitliche Definition eines CAO existiert. Allgemein gängig ist
die Verwendung dieses Begriffs für die Advektion kalter polarer Luftmassen über relativ
wärmerer Ozeanfläche. Dieser Vorgang wird auch bezeichnet als „marine cold-air
outbreak“ (MCAO). Viele Studien benutzen negative Temperaturabweichungen vom klimatologischen
Mittel, um Kaltluftausbrüche zu charaktierisieren (Boyle (1986), Konrad
und Colucci (1989), Vavrus u. a. (2006)). Diese Definitionen sind aber nicht zureichend,
da sie die klimatologische Charakteristik zwischen Atmosphäre und Ozean nicht wiedergeben
(Kolstad und Bracegirdle (2008)). Eine weitere Studie von Dorman u. a. (2004)
benutzt die räumliche und zeitliche Verteilung der 0°C-Isotherme der Oberflächentemperatur.
als Definitionskriterium. Als Kriterium wurde hier festgelegt, dass sich die
0°C-Isotherme länger als 24 Stunden südlich des 40. Breitengrads befinden muss. Dieses
bezieht sich aber speziell auf die japanische See und ist pauschal nicht anwendbar. Bracegirdle
und Gray (2007) fanden im thermodynamischen Ungleichgewicht, ausgedrückt
durch die Differenz zwischen Bodentemperatur und der feuchtpotentiellen Temperatur
im Niveau 700 hPa, ein empirisches Maß für MCAO (Kolstad und Bracegirdle (2008)).
Als Begründung für die Wahl dieses Niveaus wird die Durchführung der Analyse auf
den Höhen 900 hPa, 700 hPa und 500 hPa angegeben. Im 900-hPa-Niveau wird durch
auftretende Wärme- und Feuchteflüsse bei einem MCAO die Luftmasse stärker modifiziert
als auf den anderen Druckniveaus, so dass der Index eine Beeinflussung erfährt
(Kolstad und Bracegirdle (2008)).
2.1.1 Der MCAO-Index
Auf Grundlage des von Bracegirdle und Gray (2007) eingeführten Maßes entwickeln Kolstad
und Bracegirdle (2008) einen eigenen Index, angepasst auf MCAOs. Sie verwenden
statt der Bodentemperatur die Oberflächentemperatur des Ozeans als „skin temperature“.
Die feuchtpotentielle Temperatur in 700 hPa wird ersetzt durch die potentielle
Temperatur Θ 700 auf dem gleichen Druckniveau und angegeben in Einheiten von K.
Als Grund wird angegeben, dass sich in niederen Breiten die Feuchtekapazität der Luft

2.1 Charakterisierung polarer Kaltluftausbrüche 4
signifikant erhöht, und dort somit die feuchtpotentielle Temperatur von der tatsächlichen
Temperatur abweicht. Um Differenzen im Bodenluftdruck p skin zu berücksichtigen,
verwenden sie auch die potentielle Temperatur Θ skin am Boden. Die so erhaltene Temperaturdifferenz
ΔΘ wird mit der Druckdifferenz Δp zwischen Ozean und 700 hPa-Niveau
(p 7 00) normiert, um räumliche Unterschiede in der Druckverteilung zu berücksichtigen.
Der MCAO-Index ist damit folgendermaßen definiert (Kolstad und Bracegirdle (2008)):
μ = ΔΘ
Δp = Θ skin − Θ 700
p skin − p 700
(2.1)
Bei labiler Schichtung weist der Index positive Werte auf, da dann Θ skin > Θ 700 gilt.
Somit muss die Schichtung überadiabatisch sein. Entsprechende negative Werte treten
bei stabilen Schichtungsverhältnissen auf. MCAOs sind somit durch positive Werte
des MCAO-Index charakterisiert. Negative Werte weisen dagegen auf eine wärmere
Luftmasse über dem Ozean hin, da aufgrund der dann im Vergleich zur Luft kühleren
Wasseroberfläche stabile Verhältnisse herrschen.
2.1.2 Zeitreihe des MCAO-Index für Ny Ålesund
Zur Charakterisierung der klimatischen Häufigkeit von MCAOs im SORPIC-Messgebiet
wurde eine 18-jährige Zeitreihe für das Gebiet der Grønlandsee westlich von Svalbard
erstellt. Die für die Berechnung notwendigen Eingangswerte von Druck, Luft- und Oberflächentemperatur
wurden aus Radiosondenaufstiegen und Meeresoberflächentemperaturen
des HadSST2-Datensatzes genutzt.
Es handelt sich beim HadSST2-Datensatz um einen Datensatz globaler Meerestemperaturen
beginnend ab dem Jahre 1871. Vorhandene Messdaten wurden dabei auf ein
5°-Gitter interpoliert. Erst seit den 50er Jahren des 20. Jahrhunderts existiert ein systematisches
Messnetz für Ozeantemperaturen seitens der WMO, zuvor waren Temperaturmessungen
während Schifffahrten die Hauptquelle (Rayner u. a. (2006)). Der Datensatz
wurde vom Met Office Hadley Centre bezogen 1 . Für die Zeitreihe von Svalbard wurde
das Gitterquadrat zwischen 5° und 10° östlicher Länge sowie zwischen 75° und 80°
nördlicher Breite verwendet. Die Daten lagen als Abweichung vom klimatologischen Monatsmittel
des Zeitraums 1961-1990 vor. Daraus wurde die entsprechende Temperatur
berechnet. Die Zeitreihe wird in Abbildung 2.1 dargestellt. In Abbildung 2.2 ist das
verwendete klimatologische Monatsmittel dargestellt. Charakteristisch ist der aufgrund
der hohen Wärmekapazität des Ozeans um mehrere Monate verschobene Jahresgang der
Temperatur. Das Temperaturmaximum liegt im Zeitraum Juli/August, das Minimum
wird im März erreicht.
1 http://hadobs.metoffice.com/

2.1 Charakterisierung polarer Kaltluftausbrüche 5
Der HadSST2-Datensatz ist lückenhaft. Für Monate, in denen keine Daten vorlagen,
wurde das klimatologische Monatsmittel verwendet.
Für p skin und Θ 700 wurden Radiosondenaufstiege aus Ny Ålesund (78°55'N, 11°57'O)
verwendet. Tägliche Daten liegen für den Zeitraum Oktober 1991 bis Dezember 2009
vor. Dementsprechend wird für diesen Zeitraum der MCAO-Index berechnet. Als Bodenluftdruck
wird der Druck im untersten Niveau eines Aufstiegs verwendet. Als Werte
(Luftdruck, Temperatur) im Niveau 700 hPa werden diejenigen verwendet, die dem Wert
von 700 hPa am nächsten kommen. Die Zeitreihe des MCAO-Index ist in Abbildung 2.3
dargestellt. Deutlich zu erkennen ist der Jahresgang der Werte. Die größten Labilitäten
treten im Winter in den Monaten Dezember und Januar auf. Der MCAO-Index erreicht
hier Maxima von +40 K bar −1 . Im Sommer liegen die Minimalwerte in der Regel bei
−80 K bar −1 , es werden aber auch Werte von bis zu −110 K bar −1 erreicht. Die Minima
treten bevorzugt im Juli auf. Vor allem in den Übergangsjahreszeiten, in denen die
Temperaturgegensätze zwischen Nord und Süd am größten sind, unterliegt der Index
größeren Schwankungen von bis zu 30 K bar −1 . Werte von über 20 K bar −1 treten im
Winter an etwa 10 Tagen auf. Im Winter 1992/1993 gab es 20 solcher CAOs, die bis
in den April hinein andauerten. Werte von über 40 K bar −1 werden im Schnitt weniger
als einmal jährlich erreicht. Im betrachten Zeitraum von 17 Jahren gab es 15 Tage mit
Werten über 40 K bar −1 . Im für SORPIC relevanten Zeitraum Mai treten positive Indexwerte
sehr selten auf (4 Tage in 17 Jahren). Der Mittelwert liegt bei −34.5 K bar −1 .
Dabei schwanken die Werte zwischen 0 und −70 K bar −1 . Einzelne Extrema liegen auch
darunter bzw. darüber. Ein langfristiger Trend ist bei Betrachtung der gesamten Zeitreihe
hinsichtlich Zu- oder Abnahme sowie Veränderung der Amplitude des Jahresgangs
nicht auszumachen.
Abbildung 2.1: Monatsmittel der Meeresoberflächentemperatur (SST) im Bereich 75°N-
80°N und 5°O-10°O von Oktober 1991 bis Juli 2010

2.1 Charakterisierung polarer Kaltluftausbrüche 6
Abbildung 2.2: Klimatologisches Monatsmittel 1961-1990 im Bereich 75°N-80°N und
5°O-10°O
Abbildung 2.3: MCAO-Index Ny Ålesund von Oktober 1991 bis Juli 2009
2.1.3 MCAO-Index während SORPIC
Mit der gleichen Methodik wie in Abschnitt 2.1.2 wurde der MCAO-Index für den Zeitraum
von SORPIC berechnet. Es standen tägliche Radiosondenaufstiege zur Verfügung.
Aktuelle Daten der Wasseroberflächentemperatur waren im Rahmen des HadSST2-
Datensatzes auf der Webseite 2 des Met Office Hadley Centres verfügbar. Für Mai 2010
wurde die Wassertemperatur im Monats- und Flächenmittel 75-80°N und 5-10°O mit
3.11 °C angegeben. In Abbildung 2.4 ist der Verlauf des MCAO-Index über die Zeitdauer
der SORPIC-Kampagne dargestellt. Gleich zu Beginn am 01. Mai 2010 sind die
höchsten Werte verzeichnet, die durch eine Rückseitenlage und dem damit verbundenen
Kaltluftausbruch generiert wurden. Der Wert des MCAO-Index lag für diesen Tag bei
−7.4 K bar −1 . Ein weiteres Maximum zeigte sich um den 10. Mai herum. Auch dabei
handelte es sich um einen Kaltluftausbruch, der allerdings etwas schwächer ausfiel. Der
MCAO-Index wies für diesen Tag einen Wert von −22.7 K bar −1 auf. Die restlichen Zeit-
2 http://hadobs.metoffice.com/hadsst2/data/download.html

2.1 Charakterisierung polarer Kaltluftausbrüche 7
räume wiesen stabilen Charakter auf, in denen die Indexwerte bis auf unter −40 K bar −1
absanken. Eine signifikant labile Phase konnte sich zu keinem Zeitpunkt einstellen.
Anhand dieses Verlaufs des MCAO-Index kann der Zeitraum von SORPIC in drei Phasen
unterteilt werden. Diese sind in Abbildung 2.4 mit I bis III gekennzeichnet. Zeitraum
I erstreckt sich vom 03. Mai 2010 bis zum 06. Mai 2010, Zeitraum II vom 07.Mai 2010
bis zum 12. Mai 2010 und Zeitraum III vom 13. Mai 2010 bis zum 17. Mai 2010.
Abbildung 2.4: Verlauf des MCAO-Index während SORPIC und Einteilung in drei Phasen
(I-III)
2.1.4 Kreuzkorrelation von MCAO-Index und synoptischen
Parametern
Die Berechnung des MCAO-Index benötigt Werte von Radiosondenaufstiegen. Diese
sind nicht immer verfügbar. Aus diesem Grund wurde der MCAO-Index mit anderen
Messwerten verglichen, um durch mögliche Korrelationen eine Aussage über die synoptische
Situation während eines Kaltluftausbruchs treffen zu können. Untersucht wurden
dabei Luftdruck, Feuchte und Bodentemperatur jeweils in den Monaten Dezember, Januar,
und Februar der Jahre 1991-2009. Die verarbeiteten Daten sind Bestandteil regelmäßiger
synoptischer Beobachtungen in Ny Ålesund. Bereitgestellt wurden sie vom
Alfred-Wegener-Institut und liegen in minütlicher Auflösung vor. Es wurde aber mit
dem Tagesmittel aller Parameter gearbeitet, da pro Tag nur ein Radiosondenaufstieg
verfügbar war. Es wurde die Kreuzkorrelation zwischen den Größen und dem MCAO-
Index mit einer Verschiebung von ±10 Tagen berechnet.
In Abbildung 2.5 ist eine Zeitreihe aller Parameter dargestellt, hier exemplarisch für
den Winter 2008/2009 die Monate November bis März. Zur Hervorhebung sind einige
MCAO-Ereignisse schwarz umkreist. Während der Phasen hoher Werte des MCAO-
Index herrschen vergleichweise niedrige Temperaturen von teilweise unter −20 °C. Auch
sinkt in diesen Zeiträumen die relative Feuchte auf das Niveau von 60 %. Erkennbar

2.1 Charakterisierung polarer Kaltluftausbrüche 8
ist weiterhin ein starker Fall und anschließend starker Anstieg des Luftdrucks jeweils
in der Größenordnung von 20 hPa in diesen Phasen. Dieser Verlauf weist auf mögliche
Tiefdruckgebiete hin, mit deren Herannahen der Luftdruck sinkt und auf ihrer Rückseite
entsprechende Kaltluft heranführen, wobei die Rückseite immer mit Druckanstieg
verbunden ist.
Abbildung 2.5: Vergleich von MCAO-Index, 2 m-Temperatur, Luftdruck und relativer
Feuchte im Winter 2008/2009 (November bis März)
Die Kreuzkorrelation in Abhängigkeit von der Phasenverschiebung von Luftdruck, Feuchte
und Temperatur ist in Abbildung 2.6 dargestellt. Negative Werte der Abszisse bedeuten,
dass der MCAO-Index mit Parameterwerten der Vortage korreliert wurde, während
im positiven Abschnitt die Korrelation mit Werten der nachfolgenden Tage erfolgte.
In blau ist der Verlauf für die 2 m-Temperatur dargestellt. Sie ist für alle Verschiebungen
negativ zum MCAO-Index korreliert. Das Extremum liegt dabei bei 0 Tagen. Der
Korrelationsfaktor liegt hier bei −0.74. Mit zunehmender Phasenverschiebung nimmt
der Zusammenhang zwischen Temperatur und Index ab. Dieses Ergebnis bestätigt, dass
hohe auf Labilität und Kaltluft hinweisende Indexwerte mit niedrigen Temperaturen
zusammenfallen. Damit wird das Ergebnis aus Abbildung 2.5 bestätigt.

2.1 Charakterisierung polarer Kaltluftausbrüche 9
Einen ähnlichen Verlauf weist die grün dargestellte Kurve der relativen Feuchte auf.
Ebenso wie bei der Temperatur liegt hier das Extremum bei einer Phasenverschiebung
von 0 Tagen. Der Korrelationskoeffizient beträgt −0.46 und der Zusammenhang zwischen
Feuchte und MCAO-Index nimmt mit zunehmender Phasenverschiebung ab. Beide
Größen sind für alle Phasen negativ korreliert. Hohe Indexwerte fallen demnach mit
niedrigen Feuchtewerten zusammen. Auch dies ist in Abbildung 2.5 erkennbar und bestätigt
die Charakteristik der Trockenheit einfließender Kaltluft.
Die in rot dargestellte Kurve des Luftdrucks weist hingegen einen anderen Verlauf auf.
Im Bereich der Verschiebung von −4 bis −1 Tag sind MCAO-Index und Luftdruck negativ
korreliert, für alle anderen Verschiebungen positiv. Das Korrelationsmaximum liegt
bei +1 Tag Verschiebung. Der Korrelationskoeffizient beträgt hier 0.13. Der Zusammenhang
ist demnach generell schwach ausgeprägt. Die negative Korrelation weist auf
das Zusammenfallen von hohen Indexwerten und niedrigem Luftdruck der Vortage hin.
Ebenso fallen die hohen Indexwerte mit höherem Luftdruck der Folgetage zusammen.
Auch dies bestätigt die Darstellung in Abbildung 2.5 mit der Vorstellung des Luftdruckfalls
auf der Tiefvorderseite und des Anstiegs mit dem Eintreffen der Kaltluft und den
damit verbundenen hohen Werten des MCAO-Index auf der Rückseite.
Abbildung 2.6: Korrelation des MCAO-Index mit Luftdruck, 2 m-Temperatur, Rel.
Feuchte in Abhängigkeit von der Phasenverschiebung in Tagen (Ny Ålesund).
Negative Phasenverschiebung: Korrelation mit vorhergehenden
Tagen. Positive Phasenverschiebung: Korrelation mit darauffolgenden
Tagen.

2.2 Organisierte Grenzschichtkonvektion 10
2.2 Organisierte Grenzschichtkonvektion
2.2.1 Grenzschichtbewölkung während SORPIC
Mit dem Auftreten von Kaltluftausbrüchen kommt es zur Bildung konvektiver Grenzschichtbewölkung,
die auch Gegenstand der Untersuchungen während SORPIC war.
Während der in Abschnitt 2.1.3 eingeführten Witterungsphasen kam es zum Auftreten
verschiedener Arten von konvektiver Grenzschichtbewölkung. In der 1. Phase (03.-06.
Mai) war Stratusbewölkung dominierend. Diese wies verwaschene und kaum erkennbare
Strukturen auf. Abbildung 2.7 zeigt ein Satellitenbild vom 06. Mai 2010, auf dem diese
strukturlose Bewölkung erkennbar ist.
Während der 2. Phase vom 07. Mai 2010 bis 12. Mai 2010 bildeten sich Grenzschichtrollen
in der kalten Luftmasse eines MCAOs. Es kam zur Bildung charakteristischer
Wolkenstraßen. Diese sind in Abbildung 2.8 erkennbar.
In der 3. Phase vom 13. Mai 2010 bis 17. Mai 2010 trat zelluläre Konvektion auf. Diese ist
im Satellitenbild vom 14. Mai in Abbildung 2.9 erkennbar und befindet sich nordwestlich
von Svalbard.
2.2.2 Unterteilung und Charakterisierung konvektiver
Grenzschichtbewölkung
Auf die beschriebenen verschiedenen Arten konvektiver Grenzschichtbewölkung während
SORPIC soll näher eingegangen werden. Die Bewölkung tritt innerhalb der konvektiven
Grenzschicht auf. Die konvektive Grenzschicht ist eine Unterart verschiedener
Grenzschichtkonfigurationen (Kraus (2008)). Generell zeichnet sich die atmosphärische
Grenzschicht durch Einflüsse aus, die Folge der relativen räumlichen Nähe der Atmosphäre
zum Untergrund sind. Ihre Höhe ist abhängig von der Beschaffenheit des Untergrundes.
Pauschal kann man eine ungefähre Höhe von 1 000 m angeben (Kraus (2008)).
Im folgenden soll nun die konvektive Grenzschicht betrachtet werden. Kraus charakterisiert
diese wie folgt:
„Die konvektive Grenzschicht besteht aus einer gut durchmischten (well mixed)
Schicht über der PRANDTL-Schicht und unter einer abgehobenen Inversion.
Darüber befindet sich eine nichtturbulente, absinkende Freie Atmosphäre.
Die gute Durchmischung ist eine Folge erheblicher freier Konvektion,
d.h. thermisch erzeugter Turbulenz [...]. Sowohl in der gut durchmischten
Schicht als auch in der Inversion spielen die Haushalte für die fühlbare und
die latente Wärme und darin auch Strahlungs- und Advektionseffekte eine
entscheidende Rolle.“

2.2 Organisierte Grenzschichtkonvektion 11
Abbildung 2.7: VIS-Satellitenbild vom 06. Mai 2010 mit strukturschwacher Stratusbewölkung
(http://rapidfire.sci.gsfc.nasa.gov
Abbildung 2.8: VIS-Satellitenbild vom 09. Mai 2010 mit Grenzschichtrollen nordwestlich
von Svalbard. (http://rapidfire.sci.gsfc.nasa.gov)

2.2 Organisierte Grenzschichtkonvektion 12
Abbildung 2.9: VIS-Satbild vom 14. Mai 2010 mit Zellkonvektion (http://rapidfire.
sci.gsfc.nasa.gov)
Die in dieser Art der Grenzschicht auftretenden Bewölkung, so wie sie auch in den
Abbildungen 2.7, 2.8 und 2.9 zu sehen ist, wird in Bakan u. a. (1988) beschrieben.
Bei Grenzschichtrollen (roll convection) handelt es sich um eine Form der Sekundärzirkulation.
Abbildung 2.10 zeigt das Strömungsschema der Grenzschichtrollen. Die einzelnen
Rollen sind mit ihrer Längsachse nahezu parallel zur Grundströmung innerhalb der
Grenzschicht ausgerichtet. Die Abweichung zwischen Längsachse und geostrophischem
Wind kann 10-20° betragen. In den aufsteigenden Ästen (in 2.10 die rechte Seite der
Rollen) können Wolken bei Erreichen des Kondensationsniveaus während des Aufsteigens
auftreten, die absteigenden Äste (in 2.10 die linke Seite der Rollen) sind aufgrund
der Subsidenz und damit verbundener Erwärmung der Luft wolkenfrei. Wie in 2.10
dargestellt, zirkuliert die Luft spiralförmig um die Rollen, die sich auf diese Art und
Weise hauptsächlich mit Hauptwindrichtung weiter ausdehnen und Wolkenstraßen bilden.
Der Abstand zwischen den einzelnen Wolkenstraßen beträgt meist einige Kilometer,
in Kaltluftausbrüchen auch bis über 10 km. In Abbildung 2.8 ist ein recht enger Abstand
zwischen den einzelnen Rollen zu beobachten. Grenzschichtrollen werden am häufigsten
über Land in Folge eines instabilen Windprofils sowie über dem Ozean bei Abfluss von
Kaltluft von Land- oder Eisflächen beobachtet (Bakan u. a. (1988)). Dies war auch bei
der in 2.8 dargestellten Situation der Fall.

2.2 Organisierte Grenzschichtkonvektion 13
Grenzschichtkonvektion ist maßgeblich für den Transport von Impuls, Feuchte und Wärme
im oberen Bereich der Grenzschicht. Im aufwärts gerichteten Zweig von Grenzschichtrollen
dominiert der Transport von Feuchte und rollensenkrechten Impuls, während
im Subsidenzzweig Wärme und rollenparalleler Horizontalimpuls transportiert
wird. Dadurch erfolgt eine Abnahme des vertikalen Gradienten dieser Größen (Brümmer
(1985)).
Modellierungsergebnisse bestätigen die Tendenz zur Bildung von Grenzschichtrollen bei
organisierter Grenzschichtkonvektion. Sie zeigen, dass sich eine Sekundärzirkulation mit
kleiner Wellenzahl ausbildet. Vorraussetzung dafür ist thermische Instabilität oder Wendepunktsinstabilität
3 . Diese Sekundärzirkulation ist dominierend gegenüber der statistischen
Turbulenz. Dies hat eine effektive Durchmischung der Grenzschicht zur Folge.
Weiterhin wird gezeigt, dass die Energetik der thermischen Instabilität die der mechanischen
um eine Größenordnung übertrifft. Das heißt, dass die durch Wendepunktsinstabilität
verursachte Windscherung nur bei neutraler Schichtung für die Ausbildung
von Grenzschichtrollen verantwortlich ist. Weiterhin wurde gezeigt, dass bei starker
vertikaler Windscherung bevorzugt Rollenkonvektion auftritt, während bei schwächerer
Windscherung auch zelluläre Muster auftreten können. Experimentelle Untersuchungen
(Bakan u. a. (1988)) bestätigten theoretische Erkenntnisse, wonach das Verhältnis zwischen
Rollendurchmesser und Grenzschichthöhe etwa 3 beträgt. Die dort untersuchten
Wolkenstraßen traten während einer Phase von Warmluftadvektion auf. Die Schichtung
am Boden war instabil (Temperaturdifferenz Wasser-Luft 0.5-1 K) und die Windgeschwindigkeit
lag immer bei über 15 m s −1 (Bakan u. a. (1988)).
Offene Zellkonvektion (open cell convection) bezeichnet eine ringförmig angeordnete
Wolkenstruktur, in deren Inneren sich ein wolkenfreies Gebiet befindet. Solche Gebiete
treten häufig in kalter Luftmasse auf, die auf der Rückseite von Zyklonen über den
Ozean bis in mittlere Breiten transportiert wird. Offene Zellkonvektion kann auch im
Anschluss einer Grenzschichtrollenentwicklung beobachtet werden. Der charakteristi-
Abbildung 2.10: Struktur der Sekundärzirkulation in Grenzschichtrollen (Hasse (1984))
3 d.h. dass das vertikale Windprofil u(z) einen Wendepunkt im mathematischen Sinne besitzt und
somit eine bestimmte Krümmung aufweist. Die damit verbundene Windscherung führt zur Instabilität.

2.2 Organisierte Grenzschichtkonvektion 14
sche Durchmesser einer Zelle liegt bei etwa 10 km (Bakan u. a. (1988)). Abbildung 2.11
zeigt das Strömungsmuster offener Zellkonvektion. Im Zellinneren dominiert Absinken,
während an den Zellrändern die Luft aufsteigt. Dort kommt es mit Erreichen des Kondensationsniveaus
zur Wolkenbildung.
Geschlossene Zellkonvektion (closed cell convection) ist das Inverse zur offenen Zellkonvektion.
Diese Form der Grenzschichtkonvektion trat während SORPIC am 14. Mai
auf und ist in Abbildung 2.9 dargestellt. Ein Stratus- oder Stratocumulusfeld wird von
einem schmalen wolkenfreien Gebiet begrenzt. Das Strömungsmuster ist invers zu dem
der offenen Zellkonvektion in Abbildung 2.11. Am Zellrand absinkende Luft führt dort
zu Wolkenfreiheit, während im Zellinneren aufsteigende Luft zur Wolkenbildung führt.
Diese Struktur ist auch in Abbildung 2.9 erkennbar. Der generelle Durchmesser einer
Zelle liegt auch hier bei etwa 10 km. Geschlossene Zellkonvektion wird hauptsächlich
in subtropischen Breiten beobachtet, kann sich aber auch in mittleren Breiten aus offener
Zellkonvektion entwickeln. Die Entwicklung geschlossener Zellkonvektion in höheren
Breiten, wie es während der SORPIC der Fall war, ist dagegen eher selten (Bakan u. a.
(1988)).
Während der in Bakan u. a. (1988) beschriebenen KonTur-Kampagne wurde zelluläre
Konvektion beobachtet. Die Autoren erläutern Messergebnisse, auf deren Basis man
das Auftreten von Zellkonvektion während SORPIC analysieren kann. Offene Zellen
traten in Gebieten kalter und trockener Luft auf. Geringe Vertikalgradienten gemessener
Größen (Temperatur, Feuchte u.a.) ließen auf gute Durchmischung der Grenzschicht
schließen. Das Windfeld grenzte sich hinsichtlich Geschwindigkeit und Richtung
und daraus berechneter Divergenz und Vorticity nicht vom übrigen Kaltluftgebiet ab.
Die Windgeschwindigkeit lag bei über 10 m s −1 . In der Konvektionsschicht trat keine
Richtungsscherung auf. Die im Windfeld gemessene Sekundärzirkulation bestätigte die
Modellvorstellung (vgl. Abbildung 2.11). Die Auswertung der Trajektorie der Grundströmung
während einer Periode gut ausgeprägter Zellen zeigt eine Verlagerungsgeschwin-
Abbildung 2.11: Schema der Sekundärzirkulation bei offener Zellkonvektion. Bei geschlossener
Zellkonvektion ist die Strömungsrichtung der Äste entgegengesetzt
gerichtet (Bakan u. a. (1988)). Die Zelle weist einen hexagonalen
Umriss auf.

2.2 Organisierte Grenzschichtkonvektion 15
digkeit der Zellen von 10 m s −1 . Diese ist kleiner als die mittlere Windgeschwindigkeit
von 16 m s −1 . Die einzelnen Zellen entwickeln sich demnach offenbar stromaufwärts im
zeitlichen Verlauf (Bakan u. a. (1988)).
Flugzeugmessungen zeigen warme, trockene und divergente Strömungen im Zellinneren
(Absinken) und kühle, feuchte, konvergente Strömungen am bewölkten Zellrand. Die
Zellen tragen zu 60% zur Gesamtvarianz von Temperatur, Feuchte und Horizontalwind
bei. Außerdem transportieren sie Temperatur, Feuchte nach oben und Impuls von oben
herab. Ihr Anteil am Gesamttransport ist in der Höhe größer und beträgt dort bis zu
50% (Bakan u. a. (1988)).
Das für SORPIC relevante Untersuchungsgebiet war der nordöstliche Atlantik im Bereich
der Grønlandsee. Offene Zellen treten dort am häufigsten während des Winterhalbjahres
auf. Im Jahresmittel bedecken sie 10% der Meeresoberfläche. Der mittlere
Zelldurchmesser liegt bei etwa 45 km und nimmt nach Norden hin ab (Bakan u. a.
(1988)).
Offene Zellen treten meist bei großen Temperaturdifferenzen zwischen Wasser und Luft
auf. Dabei korrelliert die Zellgröße offenbar mit der Temperaturdifferenz, die Beobachtungen
während KonTur zeigten dabei aber eine große Streuung (Bakan u. a. (1988)).
Die während SORPIC aufgetretene strukturlose Stratusbewölkung in Abbildung 2.7
entstand aus konvektiver Grenzschichtbewölkung in Folge eines schon mehrere Tage
zurückliegenden Kaltluftausbruchs. Die Windgeschwindigkeit in der Grenzschicht nahm
ab, wodurch die Bewölkung „zerfloss“ und sich die Strukturen auflösten. Es bildete sich
der in Abbildung 2.7 sichtbare Stratusteppich.

3 Charakterisierung der synoptischen
Situation
16
In diesem Kapitel wird die synoptische Situation während der SORPIC-Kampagne analysiert.
Der Kampagnenzeitraum wurde dabei in drei Abschnitte gegliedert, die sich
an den auftretenden Witterungslagen und im Zusammenhang damit an den Perioden
der stattfindenden Messflüge orientieren. In jedem Abschnitt wird zunächst die Großwetterlage
des betrachteten Zeitraums untersucht. Anschließend wird genauer auf die
Situation während der einzelnen Messflüge eingegangen. Am Anfang steht dazu noch
eine Erläuterung zu einzelnen Parametern verwendeter Modellkarten sowie den verwendeten
Modellen selber.
3.1 Verwendete Karten und Modelle
3.1.1 Das Geopotential
Das Geopotential Φ in Einheiten von gpm (geopotentielle Meter, SI-Einheit J kg −1 ) ist
ein Maß für die potentielle Energie eines Luftpakets. Es wird eingeführt, da die Schwerkraft
aufgrund der zum Äquator hin zunehmend entgegenwirkenden Zentrifugalkraft
variiert. Bewegt man ein Luftpaket auf konstanter geometrischer Höhe z vom Äquator
zum Pol, so müsste man Arbeit gegen das Schwerefeld verrichten, da g zum Pol hin
zunimmt. Deshalb gewichtet man die Höhe z mit der Schwerkraft g und definiert das
Geopotential
Φ :=
∫ z
0
g(φ, z) dz ≈ g(φ,z) · z (3.1)
Die absolute Topografie ist die geopotentielle Höhe einer Druckfläche über Grund. Linien
gleicher geopotentieller Höhe heißen Isohypsen.
Berechnet man das Geopotential zwischen zwei beliebigen Druckflächen mit
Φ =
∫ z2
z 1
g(φ, z) · z dz, (3.2)
wird dieser Wert als Schichtdicke deklariert. Darstellungen der Schichtdicke werden als
relative Topografie bezeichnet und sind proportional zur Schichtmitteltemperatur. Aus
der barometrischen Höhenformel
{ g
}
p(z) = p 0 exp
R ¯T Δz
(3.3)

3.1 Verwendete Karten und Modelle 17
mit Luftdruck p 0 auf Ausgangsniveau z 0 , dem Luftdruck p(z) in einer beliebigen Höhe
z, der spezifischen Gaskonstante für Luft R, der Höhendifferenz Δz = z − z 0 und der
Schichtmitteltemperatur ¯T , und dem geopotentiellen Abstand Δh beliebiger Druckflächen
p 1 und p 2
Δh = h p2 − h p1 = ΔΦ
g N
= Φ 2 − Φ 1
g N
= gz 2 − gz 1
g N
= g · Δz
g N
(3.4)
erhält man durch Umstellen von 3.4 nach Δz und Einsetzen in 3.3 die Schichtmitteltemperatur
¯T =
g · Δz
R(ln p(z) − ln p 0 )
(3.5)
Man verwendet Topografiekarten, um die großräumige Druck- und Temperaturverteilung
aufzuzeigen.
3.1.2 Die äquivalentpotentielle Temperatur
Die äquivalentpotentielle Temperatur Θ E ist ein Parameter zur Charakterisierung einer
Luftmasse. Sie wird sowohl durch Temperatur als auch Feuchte einer Luftmasse
beeinflusst.
Man erhält die äquivalentpotentielle Temperatur, indem man einem Luftpaket sämtliche
Feuchte entzieht. Die freiwerdende latente Wärme wird der Temperatur des Luftpakets
aufgeschlagen (Äquivalenttemperatur). Anschließend bringt man das Luftpaket analog
zur potentiellen Temperatur trockenadiabatisch auf ein Referenzniveau.
Es ist
Θ E = T E ·
( ) R
p0 cp
p
(3.6)
mit der Äquivalenttemperatur
T E = T · Lv
c p
· q ≈ T + 2.5 K · q (3.7)
Hierbei ist p 0 das Referenzniveau, p das Ausgangsniveau, R = 287.05 J kg −1 K −1 die
spezifische Gaskonstante von Luft, c p = 1,005 J kg −1 K −1 die spezifische Wärmekapazität
von Luft bei konstantem Druck, L v = 2.5·10 6 J kg −1 die spezifische Verdampfungswärme
von Wasser und q die spezifische Feuchte des Luftpakets in g kg −1 .
Durch die Beeinflussung von Temperatur und Feuchte ist die äquivalentpotentielle Temperatur
auch ein Maß für den Energiegehalt einer Luftmasse. Für die synoptische Analyse
von SORPIC wird die äquivalentpotentielle Temperatur verwendet, um den Charakter
einer Luftmasse zu bestimmen und Frontverläufe aufzuzeigen.

3.2 Erste Messperiode (03.-06. Mai 2010) 18
3.1.3 Das ECMWF-Globalmodell
Für die Analyse des Wettergeschehens (Kapitel 3) wurden mit wenigen Ausnahmen
ausschließlich Karten des ECMWF-Modells (European Centre for Medium-Range Weather
Forecast) genutzt, die vom Deutschen Zentrum für Luft- und Raumfahrt (DLR)
im Internet zur Verfügung gestellt wurden. Es handelt sich um ein Globalmodell, das
vom ECMWF entwickelt und betrieben wird. Seine Stärken spielt es vor allem im Bereich
des mittelfristigen Vorhersagebereichs (3-10 Tage) aus. Seit Januar 2010 besitzt
das ECMWF-Modell eine horizontale Auflösung von rund 15.6 km. Die Anzahl der vertikalen
Schichten beträgt 91. Die Datenassimilation für die Initialisierung des Modells
ist die umfangreichste aller verfügbaren Globalmodelle. Das ECMWF benutzt hierfür
eine „4D-VAR“-Analyse (vgl. http://www.ecmwf.int).
Das ECMWF-Modell wird zweimal pro Tag, jeweils um 00 UTC und 12 UTC, gerechnet.
3.1.4 Das GFS-Globalmodell
Das GFS-Globalmodell (Global Forecast System) wird vom amerikanischen Wetterdienst
NOAA (National Oceanic and Atmospheric Administration) betrieben. Es besitzt
eine Horizontalauflösung von rund 34.9 km und eine Vertikalauflösung von 64
Schichten. Das GFS-Modell wird viermal am Tag gerechnet (00, 06, 12, 18 UTC) (vgl.
http://www.emc.ncep.noaa.gov).
3.2 Erste Messperiode (03.-06. Mai 2010)
3.2.1 Großwetterlage
Die vier Tage der ersten Messperiode sind antizyklonal geprägt. Von den Subtropen bis
hinauf nach Grönland erstreckt sich ein ausgeprägter Hochdruckrücken, der sich östlich
von Grönland fortsetzt und auch Svalbard erfasst (Abb. 3.1a). Entsprechend hat sich
dort ein korrespondierendes Bodenhoch entwickelt (Abb. 3.1b, mit „X“ bezeichnet).
Die Lage dieses Hochdruckgebietes führte zur Advektion wärmerer Luftmassen entlang
der grönländischen Ostküste im weiteren Zeitverlauf. Svalbard lag zu Beginn (03.-04.
Mai 2010) noch im Einfluss kälterer Polarluft (vgl. Abb. 3.1d).
In Abbildung 3.1c ist westlich von Grönland ein markanter Trog (T) mit ausgeprägtem
Starkwindband auf dessen Vorderseite zu erkennen (04. Mai 2010). Dieser propagiert
im Laufe der nächsten 2 Tage Richtung Osten und es bildet sich korrespondierend zum
linken Jetauszug ein kräftiges Tiefdruckgebiet an der grönländischen Ostküste, welches
die Zufuhr an Warmluft aus Süden weiter verstärkt (Abb. 3.1e). Das Hochdruckgebiet
zieht in dieser Zeit nach Osten ab. In der Nacht zum 07. Mai überquert die dem Tief
zugehörige Warmfront Svalbard (Abb. 3.1f).

3.2 Erste Messperiode (03.-06. Mai 2010) 19
(a) GFS 500 hPa Absolute Topografie [gpdm],
500-1000 hPa Relative Topografie [gpdm],
Bodendruck [hPa] (04. Mai 2010, 12 UTC)
(http://wetter3.de)
(b) ECMWF Bodendruck und 10m Wind, 04. Mai
2010, 12 UTC
(c) 500 hPa Absolute Topografie [m] und Windgeschwindigkeit
[m/s]
(d) 850 hPa Äquivalentpotentielle Temperatur [°C]
und Geopotential [gpm] (04. Mai 2010, 12Z)
(e) 500 hPa Geopotential [gpm], Windgeschwindigkeit
[m/s]
(f) 850 hPa Äquivalentpotentielle Temperatur [°C]
und Geopotential [gpm] (07. Mai 2010, 00Z)
Abbildung 3.1: Großwetterlage vom 03. bis 06. Mai

3.2 Erste Messperiode (03.-06. Mai 2010) 20
3.2.2 Flug 1 (03. Mai 2010)
Das Zielgebiet des ersten Messfluges konzentriert sich auf eine Region südlich von Svalbard
zwischen Spitsbergen und Edgeøya. Ziel war das in Abb. 3.2a gekennzeichnete
Areal, in dem entsprechende tiefe Bewölkung auftrat.
In den Tagen zuvor bestimmte eine Zyklone die Wetterlage. Diese führte auf ihrer Rückseite
sehr kalte Polarluft heran, die über Svalbard zum Liegen kam. Mit dem Abzug des
Tiefs und der damit verbundenen Warmluftadvektion kam es zum Anheben der wärmeren
Luftmasse über einem Kaltluftpolster, das sich bis dato ausgebildet hatte. Die
Ursache für dieses Kaltluftpolster war zum einen die bis dahin vorhandene kalte Luftmasse,
andererseits wurde die Bildung auch durch noch vorhandenes Packeis an der
Ostküste Spitsbergens begünstigt. Die damit verbundene Labilisierung führte zu Konvektion
innerhalb der Grenzschicht, die durch eine in ca. 880 hPa Höhe vorhandene
Inversion wieder gestoppt wurde. Innerhalb dieser labilisierten Schicht bildete sich entsprechende
konvektive Bewölkung aus. Diese war am Vortag (02. Mai) noch deutlich
ausgeprägt, während am 03. Mai nur noch Reste dieses Wolkenfeldes (Abb. 3.2a) vorhanden
waren. Grund hierfür ist einsetzende Stabilisierung mit dem Hochdruckgebiet
gewesen.
Der Radiosondenaufstieg in Abbildung 3.2b zeigt entsprechende Bedingungen. Es ist
eine durchmischte Grenzschicht erkennbar, da die Temperaturkurve im Bereich 1 000-
900 hPa der trockenadiabatischen Kurve folgt. Außerdem zeigt das Windprofil beträchtliche
Richtungsscherung von 90 ° in der Grenzschicht und 20 kn Geschwindigkeitsscherung
(entspricht 10 m s −1 ).
3.2.3 Flug 2 (04. Mai 2010)
Der zweite Messflug führte entlang einer Nord-Süd-Strecke westlich von Svalbard. Ein
Hochdruckgebiet war an diesem Tag dominierend (Abb. 3.3b). Westlich und südlich von
Svalbard herrschte flächendeckend tiefe Bewölkung. Die Bewölkung im Zielgebiet (Abb.
3.3a) stammt vom Vortag. Es handelt sich dabei um konvektive Grenzschichtbewölkung,
die sich in der Nordströmung an der Nordwestflanke des abziehenden Tiefdruckgebiets
der Tage zuvor bildete. Da die Luftmasse direkt dem noch vor Grønland vorhandenen
Packeis entstammte, bildeten sich über der wärmeren Meeresoberfläche Ansätze von
Grenzschichtrollen. Diese Strukturen wurden verwaschen, da im Zuge des Hochdruckgebietes
die Strömung von Nord auf Süd drehte und sich abschwächte. Abbildung 3.3c
verdeutlicht die Strömungsverhältnisse des Vortags, während Abbildung 3.3b die aktuelle
Situation mit der Südanströmung zeigt. In dieser diffluenten Umgebung floss die
Bewölkung nach allen Seiten aus. Es bildete sich ein Gebiet kompakter tiefer Bewölkung.
Der Radiosondenaufstieg zeigt ähnliche Bedingungen wie am Vortag, aber in einer zum
Vergleich windschwächeren Umgebung. Die Temperatur an der Wolkenoberseite lag bei

3.2 Erste Messperiode (03.-06. Mai 2010) 21
(a) VIS-Satbild Svalbard (http://rapidfire.sci.gsfc.nasa.gov)
(b) Sounding Ny Ålesund 03. Mai 2010 (http://weather.uwyo.edu)
Abbildung 3.2: Messflug am 03. Mai 2010

3.2 Erste Messperiode (03.-06. Mai 2010) 22
(a) VIS-Satbild Svalbard (http://rapidfire.
sci.gsfc.nasa.gov)
(b) ECMWF Luftdruck [hPa], 10m Wind [m s −1 ]
(c) ECMWF Luftdruck [hPa], 10m Wind [m s −1 ],
03. Mai 2010
(d) Sounding Ny Ålesund 04. Mai 2010 (http:
//weather.uwyo.edu)
Abbildung 3.3: Messflug am 04. Mai 2010

3.2 Erste Messperiode (03.-06. Mai 2010) 23
unter −10 °C und begünstigte somit die Enstehung von Mischphasenwolken (vgl. Vragel
(2006)).
3.2.4 Flug 3 (05. Mai 2010)
Der dritte Messflug führte in ein Gebiet südöstlich von Spitsbergen bis nahezu an den 75.
nördlichen Breitengrad. Dort befand sich ein größeres Gebiet konvektiver Grenzschichtbewölkung,
die auch vom Modell so vorhergesagt wurde, wie Abbildung 3.4d zeigt. Das
markierte Gebiet im Satellitenbild in Abbildung 3.4c zeigt ausgeprägte zelluläre Konvektion
südöstlich von Svalbard. Das Strömungsmuster spiegelt sich in der Anordnung
der Bewölkung wieder. Die Zellen haben länglichen Charakter, wobei die Längsachse in
etwa parallel zur Hauptwindrichtung liegt. Ein Vergleich der Zellausdehnung mit der
vorherrschenden Windrichtung in Abbildung 3.4a bestätigt dies. Abbildung 3.4a zeigt
weiterhin, dass zu diesem Zeitpunkt das Zentrum des schon beschriebenen Hochdruckgebietes
(„X“) leicht nördlich lag. Die Bewölkung entstand im Zuge der Herumführung
einer Luftmasse um das Hochdruckgebiet, die den in Abbildung 3.4b dargestellten eisbedeckten
Gebieten vor Nordaustlandet entstammt und entsprechende Temperaturverhältnisse
aufweist. Es ist anzunehmen, dass sich weiter nördlich Wolkenstraßen über der
wärmeren Meeresoberfläche ausgebildet haben, diese sind auf dem Satellitenbild 3.4c
aber nicht auszumachen, da dort hohe Bewölkung keine ausreichende Sicht zulässt. Die
Zellkonvektion bildete sich dann mit der Zunahme der Wegstrecke über dem offenen
Meer beim Transport um das Hochdruckzentrum herum.
3.2.5 Flug 4 (06. Mai 2010)
Das Ziel des vierten Messfluges befand sich vor der Westküste Spitsbergens. Der Flug
musste aber wegen technischen Problemen abgebrochen werden. Zu diesem Zeitpunkt
befand sich tiefe Bewölkung aus den Vortagen über dem Zielgebiet. Ursache dafür war
Warmluft- und Feuchteadvektion in der südwestlichen Anströmung an der Westflanke
des Hochdruckgebietes. Wie Abbildung 3.5a zeigt, befand sich über der tiefen Bewölkung
sich ein Bereich mittelhoher Bewölkung. Diese resultierte aus der Annäherung einer
Warmfront von Westen. Die Warmfront gehört zu einem Tiefdruckgebiet welches sich
an der Vorderseite eines Trogs über Grønland entwickelt hat und sich aufgrund seiner
Lage im diffluenten Höhenstrom noch weiter verstärkte. Korrespondierend zur mittelhohen
Bewölkung werden in Abbildung 3.5b Niederschlagssignale gezeigt, u.a. bedingt
durch orografische Hebung an der Küste Spitsbergens. Darauf weist die Niederschlagsverteilung
im Modell hin. Am Freitag, dem 07. Mai 2010 überquert die Warmfront
Spitsbergen etwa gegen 00 UTC, wie Abbildung 3.5c zeigt. Dabei kommt es zu ergiebigeren
Niederschlägen. Die Front wird im Zeitverlauf isobarenparallel und bekommt
schleifenden Charakter, was die Niederschlagsmengen am Freitag (07. Mai) weiter er-

3.2 Erste Messperiode (03.-06. Mai 2010) 24
(a) ECMWF Bodendruck [hPa], 10m Wind [m s −1 ]
(b) Eisbedeckung Grønland und Svalbard (http:
//www.iup.physik.uni-bremen.de)
(c) VIS-Satbild Svalbard (http://rapidfire.
sci.gsfc.nasa.gov)
(d) ECMWF Bewölkungsquerschnitt entlang 76°N
Abbildung 3.4: Messflug am 05. Mai 2010

3.3 Zweite Messperiode (09.-11. Mai 2010) 25
höht. Abbildung 3.5d zeigt Niederschlagsraten von bis zu 2 mm innerhalb von 3 h. Ein
nennenswerter Temperaturanstieg ist aber nicht zu verzeichnen. Die Temperaturen auf
dem Niveau 850 hPa bewegen sich nahezu im gesamten betrachteten Zeitraum zwischen
-8°C und -10°C.
(a) ECMWF Gesamtbewölkung. Der schwarze
Kreis markiert das Zielgebiet.
(b) ECMWF 3h-Niederschlag [mm]
(c) ECMWF 850 hPa äquivalentpotentielle Temperatur
[°C], 07. Mai 00 UTC
(d) ECMWF 3h-Niederschlag [mm], 07. Mai 09-12
UTC
Abbildung 3.5: Messflug am 06. Mai 2010
3.3 Zweite Messperiode (09.-11. Mai 2010)
3.3.1 Großwetterlage
Das Tiefdruckgebiet, welches zum Ende der ersten betrachteten Periode mit seinen
Fronten wetterwirksam wurde, befand sich am Sonntag, dem 09. Mai südlich von Svalbard.
In Abbildung 3.6a wurde es mit „A“ bezeichnet. Aufgrund seiner Lage im linken
Jetauszug hatte es sich vor allem in der Höhe weiter massiv verstärkt und lag jetzt
eingebettet in einen Langwellentrog. Dieser verband sich schon am Vortag mit einem

3.3 Zweite Messperiode (09.-11. Mai 2010) 26
Cut-Off-Höhentief vor der Nordwestküste Spaniens. Die hohe Amplitude führte zur Stationarität
des Troges, woraus eine Bewegung des Tiefs nach Süden resultiert (vgl. Abb.
3.6c mit eingezeichneter Zugrichtung). Dabei schwächte es sich wieder ab.
Auf der Rückseite des Tiefs stellte sich durch den vergleichsweise hohen Druckgradienten
eine straffe Nordströmung ein. Abbildung 3.6b zeigt Windgeschwindigkeiten von
20 m s −1 . Verstärkt wurde diese durch ein Randtief, dargestellt in Abbildung 3.6b und
mit „B“ bezeichnet, welches sich an der Trogvorderseite gebildet hatte. Durch diese Strömungskonstellation
geriet auch Svalbard unter den Einfluss arktischer Polarluft. Dies
wird in den Abbildungen 3.6d und 3.6e erkennbar. Insgesamt handelte es sich bei dieser
Konfiguration um einen Kaltluftausbruch. Außerdem kam es im Zusammenhang mit
der nördlichen Anströmung zu Lee-Effekten, so dass trotz des zyklonalen Einflusses die
Inseln recht wolkenfrei blieben bzw. nur unter den Einfluss von hoher und mittelhoher
Bewölkung gerieten. Dieser Effekt wird auch auf den Satellitenbildern und visuell
während der Messflüge sichtbar.
Auf der Vorderseite advehierte das Randtief (B), welches für 24 Stunden stationär blieb,
wärmere Luft. Die zugehörige Warmfront hatte aus diesem Grund eher schleifenden
Charakter (vgl. 3.6d). Durch die vorherige Abkühlung, verursacht durch die einfließende
Kaltluft, fielen die mit der Front verbundenen Niederschläge in Form von Schnee (vgl.
Abb. 3.6f).
3.3.2 Flug 5 (09. Mai 2010)
Das Zielgebiet dieses fünften Messfluges am 09. Mai 2010 lag nordwestlich von Spitsbergen
über der Grønlandsee etwa auf Höhe des 5. östlichen Längengrades. Das Satellitenbild
in Abbildung 3.7a zeigt in dieser Region Straßen konvektiver Grenzschichtbewölkung
durch einen roten Kreis hervorgehoben. Diese entstanden durch „klassische“ Konfiguration
der synoptischen Situation: Kalte Luft aus den polaren, eisbedeckten Gebieten
wird von Norden über das wärmere Wasser der Grønlandsee geführt, wo es aufgrund der
Labilisierung durch den wärmeren Untergrund zur Bildung der Bewölkung kommt. In
diesem Falle wurde die Nordanströmung durch das steuernde Tief südöstlich des Gebietes
verursacht (vgl. Abschnitt 3.3.1). Der Querschnitt in der ECMWF-Modellvorhersage
in Abbildung 3.7b zeigt entsprechende Bewölkung im Niveau der Grenzschicht. Der
Temperaturbereich innerhalb der Grenzschichtbewölkung liegt laut dieser Vorhersage
im Bereich zwischen -13°C und -11°C. Damit sind nahezu ideale Bedingungen für die
Entstehung von Mischphasenwolken gegeben (vgl. Vragel (2006)). Das wird auch vom
Radiosondenaufstieg in Abbildung 3.7c bestätigt. Er zeigt eine durchmischte Grenzschicht
bei schwacher Richtungsscherung des Windes.

3.3 Zweite Messperiode (09.-11. Mai 2010) 27
(a) ECMWF 500 hPa Geopotentielle Höhe [gpm],
500 hPa Wind [m s −1 ]
(b) ECMWF Bodendruck [hPa], 10 m Windgeschwindigkeit
[m s −1 ]
(c) GFS Reanalyse 500 hPa Absolute Topografie
500 hPa [gpdm], Relative Topografie
500-1000 hPa [gpdm], Bodendruck [hPa]
(http://wetter3.de). Roter Pfeil: Zugrichtung
des Tiefdruckkomplexes
(d) ECMWF 850 hPa Äquivalentpotentielle Temperatur
[°C]
(e) ECMWF 850 hPa Temperatur [°C]
(f) ECMWF 3h Niederschlag [mm]
Abbildung 3.6: Großwetterlage vom 09. bis 11. Mai 2010

3.3 Zweite Messperiode (09.-11. Mai 2010) 28
(a) VIS-Satbild Svalbard (http://rapidfire.
sci.gsfc.nasa.gov)
(b) ECMWF Bewölkungsquerschnitt entlang 80°N
(c) Sounding Ny Ålesund 09. Mai 2010 (http:
//weather.uwyo.edu)
Abbildung 3.7: Messflug am 09. Mai 2010

3.3 Zweite Messperiode (09.-11. Mai 2010) 29
3.3.3 Flug 6 (10. Mai 2010)
Der Messflug am 10. Mai 2010 deckte zwei Zielpunkte ab. Der erste befand sich westlich
von Ny Ålesund bei 78.5°N, 2°O , der zweite bei etwa 79.2°N, 7°O. Das Satellitenbild in
Abbildung 3.8a zeigt eine ähnliche Situation zum Vortag. Abbildung 3.8b zeigt das weitere
Vorhandensein der nördlichen Anströmung westlich von Spitsbergen. Im Vergleich
zum Vortag erfolgte eine leichte Drehung der Winrichtung von Nordosten Richtung
Norden sowie eine Abnahme der Windgeschwindigkeit von 20 m s −1 auf 10 bis 15 m s −1 .
Dies äußerte sich auch in schwächeren Wolkenstrukturen im Vergleich zum Vortag. Die
Konstellation der Druckgebilde blieb im Wesentlichen identisch.
3.3.4 Flug 7 (11. Mai 2010)
Auch am 11. Mai wurde, ähnlich zum Vortag, eine „L“-förmige Flugroute etwas südlicher
von 77.8°N, 6°O über 78°N, 11°O nach 78.9°N, 8°O absolviert. Nach dem Abzug des
vorher wetterbestimmenden Tiefdruckgebietes (B) setzte sich Hochdruckeinfluss durch.
Das entsprechende Hoch ist in Abbildung 3.9b mit „C“ bezeichnet. Es bewirkte eine
Drehung des Windes über der Grønlandsee auf südliche Richtung. Gleichzeitig wurde
durch die Strömungsumkehr die vorher nach Süden ausgeflossene Polarluft, wie in
Abbildung 3.9c gezeigt, wieder zurück nach Norden gedrückt. Das Bewölkungsbild im
Satellitenbild 3.9a ist dadurch im Vergleich zum Vortag weniger strukturiert. Die Felder
niedriger Bewölkung sind noch aus den Vortagen vorhanden, haben aber ihre Struktur
aufgrund der Strömungsumkehr und der nun windschwachen Umgebung verloren (Abb.
3.9b). Der Sondenaufstieg von 12 UTC zeigt eine entsprechend geringe Taupunktdifferenz
auf dem Niveau 900 hPa. Außerdem fällt die bis zur Aufgleitinversion durchmischte
Grenzschicht auf. Dies ist ein starkes Indiz für potentielle Konvektionsvorgänge innerhalb
der Luftmasse. Des Weiteren liegt auch hier die Temperatur im Bereich möglicher
Wolkenbildung bei etwa -12°C, was die Entstehung von Mischphasenwolken wie bereits
erwähnt begünstigt. Außerdem erkennbar ist auch hier die äußerst windschwache Umgebung,
die für das diffuse Wolkenbild verantwortlich ist. Der Sondenaufstieg selber ist
aber nur begrenzt repräsentativ, da die an dem Tag herrschenden Strömungsverhältnisse
eine Labilisierung der Luftmasse nicht zuließen und somit keine Konvektion möglich
war. Es zeigt aber die Charakteristik und das Potential der polaren Luftmasse und der
in ihr entstehenden konvektiven Grenzschichtbewölkung. Auch hier ist die Grenzschicht
von oben bis unten durchmischt, das Windprofil weist Geschwindigkeits- und sehr starke
Richtungsscherung auf. Die Schicht mit vorherrschendem Ostwind kann auch als
Sekundärzirkulation interpretiert werden. Die Taupunktdifferenz ist in allen Schichten
größer Null, so dass es nicht zur Wolkenbildung kommt.

3.3 Zweite Messperiode (09.-11. Mai 2010) 30
(a) VIS-Satbild Svalbard
(http://rapidfire.sci.gsfc.nasa.gov)
(b) ECMWF Bodendruck [hPa], 10 m Windgeschwindigkeit
[m s −1 ]
Abbildung 3.8: Messflug am 10. Mai 2010
(a) VIS-Satbild Svalbard (http://rapidfire.
sci.gsfc.nasa.gov)
(b) ECMWF Bodendruck [hPa], 10 m Windgeschwindigkeit
[m s −1 ]
(c) ECMWF Äquivalentpotentielle Temperatur
[°C]
(d) Sounding Ny Ålesund (12Z) (http://
weather.uwyo.edu)
Abbildung 3.9: Messflug am 11. Mai 2010

3.4 Dritte Messperiode (13.-17. Mai 2010) 31
3.4 Dritte Messperiode (13.-17. Mai 2010)
3.4.1 Großwetterlage
Zu Beginn der ersten Messperiode war weiterhin der bis nach Südeuropa reichende
Langwellentrog wetterbestimmend. Svalbard stand unter weitreichendem zyklonalem
Einfluss. Die in den Abbildungen 3.10a und 3.10b dargestellten relativen und absoluten
Topografien zeigen ein steuerndes Tief bei Ísland (D) sowie weitere Tiefdruckgebiete an
der Ostküste Grønlands (E) und südlich von Spitsbergen (F). Weiter östlich erstreckt
sich ein ausgeprägter Hochdruckrücken bis an die russische Eismeerküste (G).
Zu Beginn des betrachteten Zeitabschnitts war das zu (F) gehörende Bodentief noch
stärker ausgeprägt, was neuerliche Warmluftadvektion aus Süden zur Folge hatte. Die
zugehörige Warmfront befand sich am 13. Mai über Svalbard. Gleichzeitig wurde von
Norden her im Zuge eines Kurzwellentroges neue Polarluft herangeführt. Dies wird in
den Temperaturdarstellungen in Abbildung 3.10d und 3.10e deutlich. Beide Luftmassengrenzen
waren aber nur wenig wetterwirksam; ECMWF zeigt keinen Niederschlag.
Im weiteren Verlauf (14. Mai) setzte sich die Kaltluft vorläufig durch und verdrängte
die wärmere Luftmasse wieder nach Süden. Zeitgleich begann sich von Osten her der
ausgedehnte Hochdruckkeil durchzusetzen. Svalbard geriet dadurch unter antizyklonalen
Einfluss. Bereits am 14. Mai hatte sich ein Hochdruckgebiet westlich von Spitsbergen
gebildet. Dieses ist in Abb. 3.10f mit „J“ bezeichnet. Es verstärkte sich bis zum Folgetag
und zog nach Osten.
Der Hochdruckkeil (G) begann sich zu diesem Zeitpunkt weiter nach Nordwesten in
Richtung Svalbard auszudehnen. Beeinflusst wurde er dabei von zwei Faktoren. Einerseits
wirkte das Hochdruckgebiet (J) unterstützend auf die Ausdehnung des Keils. Zum
Zweiten wirkte das steuernde Tief (D) durch seine Warmluftadvektion auf der Trogvorderseite
stützend. Der Langwellentrog hatte sich inzwischen retrograd nach Westen
verlagert, da der Hochdruckrücken dominierte (vgl. Abb. 3.10g).
Mit der Verlagerung nach Osten führte das Hoch (J) an seiner Westflanke für diesen
Breitengrad ungewöhnlich milde Luftmassen Richtung Svalbard. Die äquivalentpotentiellen
Temperaturen lagen in den Folgetagen bei bis zu 38°C , wie Abbildung 3.10h
zeigt. Mit dem Eintreffen der Warmluft am 16. Mai kam es zu teilweise ergiebigen Niederschlägen
auf den südlichen Teilen Svalbards. Abbildung 3.10i zeigt Mengen von bis
zu 10 mm innerhalb von 3 Stunden. Bis zum 17. Mai lag die Luftmassengrenze zwischen
der warmen skandinavischen Luftmasse und der kalten Polarluft über der Inselgruppe,
wie Abbildung 3.10j zeigt.

3.4 Dritte Messperiode (13.-17. Mai 2010) 32
(a) GFS Reanalyse Absolute Topografie 500 hPa
[gpdm], Relative Topografie 500-1000 hPa
[gpdm], Bodendruck [hPa] (13. Mai 2010, 12Z)
(http://wetter3.de)
(b) ECMWF Absolute Topografie 500 hPa [gpm],
Windgeschwindigkeit 500 hPa [m/s] (13. Mai
2010, 12Z
(c) ECMWF Bodendruck [hPa], 10 m Windgeschwindigkeit
[m/s] (13. Mai 2010, 00Z
(d) ECMWF 850 hPa Äquivalentpotentielle Temperatur
[°C], Geopotential [gpm] (13. Mai
2010, 00Z)
(e) ECMWF 850 hPa Temperatur [°C], Geopotential
[gpm] (13. Mai 2010, 00Z)
(f) ECMWF Bodendruck [hPa], 10 m Windgeschwindigkeit
[m/s] (14. Mai 2010, 12Z)
Abbildung 3.10: Großwetterlage vom 13. bis 17. Mai 2010

3.4 Dritte Messperiode (13.-17. Mai 2010) 33
(g) GFS Reanalyse 500 hPa Absolute Topografie
[gpdm], 500-1000 hPa Relative Topografie
[gpdm], Bodendruck [hPa] (15. Mai 2010, 00Z)
(h) ECMWF 850 hPa Äquivalentpotentielle Temperatur
[°C], Geopotentielle Höhe [gpm] (16.
Mai 2010, 12Z)
(i) ECMWF 3h Niederschlag [mm] (16. Mai 2010,
09-12 UTC)
(j) ECMWF 850 hPa Äquivalentpotentielle Temperatur
[°C], Geopotentielle Höhe [gpm] (17.
Mai 2010, 12Z)
Abbildung 3.10: Großwetterlage vom 13. bis 17. Mai 2010
3.4.2 Flug 8 (13. Mai 2010)
Der Flug am 13. Mai 2010 führte in ein Zielgebiet nordwestlich von Spitsbergen. Der Flug
sollte bis 82°N, 0°O führen, um über der dort vorhandenen Eisfläche Strahlungsmessungen
durchzuführen. Wie in Abbildung 3.11b erkennbar, zeigte ECMWF für diesen Tag
entsprechenden wolkenfreien Himmel. Im Gegensatz zur Vorhersage zeigte sich aber flächig
vorhandene tiefe Bewölkung , wegen der auch der Flug vorzeitig abgebrochen wurde,
da die Bewölkung bis auf den Untergrund reichte (SORPIC-Wochenbericht). Die Bewölkung
wird auch im Satellitenbild in Abbildung 3.11a sichtbar. Am Vortag (12. Mai)
zog dort die in Abschnitt 3.4.1 erwähnte Kaltfront durch. Eine mögliche Ursache ist
noch vorhandene Restfeuchte, die vom Modell nur unzureichend erfasst wurde, wie in
Abbildung 3.11c deutlich wird.

3.4 Dritte Messperiode (13.-17. Mai 2010) 34
(a) VIS-Satbild nordöstlich von Grønland (http://rapidfire.sci.gsfc.
nasa.gov)
(b) ECMWF Gesamtbewölkung [0-1] (13. Mai 2010, 12Z)
(c) ECMWF 1000 hPa Relative Feuchte [%], Geopotentielle Höhe
[gpm] (13. Mai 2010, 12Z)
Abbildung 3.11: Messflug am 13. Mai 2010

3.4 Dritte Messperiode (13.-17. Mai 2010) 35
3.4.3 Flug 9 (14. Mai 2010)
Wie ein Vergleich der Abbildungen 3.11c und 3.12b zeigt, prognostizierte ECMWF für
den 14. Mai 2010 einen Rückgang der relativen Feuchte in Bodennähe. Die Bewölkungssituation
stellte sich ähnlich dar wie am Vortag. Es wurden einzelne Felder mittelhoher
Bewölkung vorhergesagt (vgl. Abbildung 3.12c), die sich auch im Satellitenbild in Abbildung
3.12a zeigten. Die Situation stellte sich ein, da an der Nordflanke des ausgeprägten
Hochdruckgebietes (J) westlich von Svalbard (Abb. 3.10f) kalte trockene Luft präsent
war, die schon eine lange Strecke über die Eisfläche Grønlands zurückgelegt hatte. Die
ausgeprägte Absinkinversion im in Abbildung Abb. 3.12d dargestellten Radiosondenaufstieg
von Danmarkshavn (Nordost-grønländische Küste) bestätigt diese Charakteristik.
Die mit der Rechtsdrehung des thermischen Windes sichtbare Warmluftadvektion in
höheren Schichten (600-250 hPa) ist für die Felder höherer Bewölkung verantwortlich.
3.4.4 Flug 10 (15. Mai 2010)
Der Messflug des 15. Mais führte in ein Gebiet zwischen dem 76. und 77. Breitengrad
südöstlich von Svalbard. Dem Satellitenbild in Abbildung 3.13a nach befand sich dort
ein Gebiet zellulärer konvektiver Bewölkung. Ein Sounding von der südlich vorgelagerten
Insel Bjørnøya zeigt eine ausgeprägte Absinkinversion sowie eine durchmischte Grenzschicht,
an deren oberer Grenze sich die Bewölkung ausbildete. Das Hochdruckgebiet,
in Abbildung 3.13d mit „J“ bezeichnet, führte an seiner Südseite mit einer Ostströmung
Luft aus den polaren Gebieten der russischen Insel Novaya Zemlya heran. Auf
den Satellitenbildern 3.13a und 3.13b erkennt man einen schmalen Streifen konvektiver
Bewölkung von Novaya Zemlya ausgehend, der sich dann nach Westen hin weiter auffächert.
Die entsprechende Luftmasse entstammt den eisbedeckten Meeresgebieten östlich
der Insel. Offenbar war in diesem Bereich die Luftmasse kalt genug, so dass Konvektion
ausgelöst wurde.
3.4.5 Flug 11 (16. Mai 2010)
Ziel des Messfluges am 16. Mai war ein Gebiet tiefer Bewölkung nordwestlich von Svalbard,
das auch auf dem Satellitenbild in Abbildung 3.14a erkennbar ist. Bei der Bewölkung
handelt es sich um Überreste, die sich in der windschwachen Umgebung der
antizyklonalen Wetterlage erhielten. Entsprechend weist sie ein konturloses Erscheinungsbild
auf. Wie ein Vergleich mit dem Satellitenbild Abb. 3.14b vom 14. Mai zeigt,
hatte sich die Wolkendecke bereits zwei Tage zuvor gebildet. Das Hochdruckgebiet (J)
hatte auf seiner Nordseite kalte Luft aus den Packeisgebieten nordwestlich von Spitsbergen
über die offene Meeresfläche geführt, wo sich aufgrund des Feuchteangebots in der

3.4 Dritte Messperiode (13.-17. Mai 2010) 36
(a) VIS-Satbild Nordostgrønland ((http://
rapidfire.sci.gsfc.nasa.gov)
(b) ECMWF 1000 hPa Relative Feuchte [%] (14.
Mai 2010, 09Z)
(c) ECMWF Gesamtbewölkung [0-1] (14. Mai
2010, 15Z)
(d) Sounding Danmarkshavn (NO-Grønland), 14.
Mai 2010, 12Z (http://weather.uwyo.edu)
Abbildung 3.12: Messflug am 14. Mai 2010

3.4 Dritte Messperiode (13.-17. Mai 2010) 37
(a) VIS-Satbild Svalbard (http://rapidfire.
sci.gsfc.nasa.gov)
(b) VIS-Satbild Novaya Zemlya (http://
rapidfire.sci.gsfc.nasa.gov)
(c) Sounding Bjørnøya 15. Mai 2010, 12Z (http:
//weather.uwyo.edu)
(d) ECMWF Bodenluftdruck [hPa], 10 m Windgeschwindigkeit
[m s −1 ] (15. Mai 2010, 12Z)
Abbildung 3.13: Messflug am 15. Mai 2010

3.4 Dritte Messperiode (13.-17. Mai 2010) 38
Grenzschicht die niedrige Wolkendecke ausbilden konnte. Diese Strömungskonfiguration
wird in Abbildung 3.10f dargestellt.
3.4.6 Flug 12 (17. Mai 2010)
Der Flug am 17. Mai führte nach Süden. Untersucht wurde die von Süden herannahende
Warmfront (vgl. Abb. 3.10j). Im Satellitenbild in Abbildung 3.15a stellt sich eine tiefe
strukturlose Wolkendecke dar. Das Sounding von Bjørnøya in Abbildung 3.15b zeigt
eine gesättigte Grenzschicht vom Boden bis in das Niveau 975 hPa. Es handelt sich also
um nebelartige Bewölkung. Die Temperatur an der Wolkenobergrenze betrug 12°C.
Es ist also von einer reinen Flüssigwasserbewölkung auszugehen. Laut SORPIC-Bericht
befanden sich über der Nebeldecke noch weitere dünne Wolkenschichten. Diese sind im
Sondenaufstieg nicht erkennbar, aber auf dem Satellitenbild auszumachen. Diese entstanden
in einem Gebiet vorhandener Feuchte, die die von Süden vorstoßende Warmluft
mit sich führte und dort schon weiter nach Norden vorangekommen war. Abbildung
3.15c verdeutlicht diese Situation.

3.4 Dritte Messperiode (13.-17. Mai 2010) 39
(a) VIS-Satbild Svalbard 16. Mai 2010 (http:
//rapidfire.sci.gsfc.nasa.gov)
(b) VIS-Satbild Svalbard vom 14. Mai 2010
(http://rapidfire.sci.gsfc.nasa.gov)
Abbildung 3.14: Messflug am 16. Mai 2010
(a) VIS-Satbild Svalbard (http://rapidfire.
sci.gsfc.nasa.gov)
(b) Sounding Bjørnøya 17. Mai 2010, 12Z (http:
//weather.uwyo.edu)
(c) ECMWF 700 hPa Relative Feuchte [%], Geopotentielle
Höhe [gpm] (17. Mai 2010, 12Z)
Abbildung 3.15: Messflug am 17. Mai 2010

40
4 Zusammenfassung
Arktische Mischphasenwolken treten typischerweise im Zusammenhang mit polaren
Kaltluftausbrüchen auf. Diese Kaltluftluftausbrüche wurden durch einen Stabilitätsparameter
(MCAO-Index) charakterisiert. Eine Zeitreihe dieses Index zeigt einen entsprechenden
Jahresgang, in dem die labilen Phasen im Winter auftreten. Es konnte
eine negative Korrelation zwischen MCAO-Index und 2 m-Temperatur sowie der relativen
Feuchte gefunden werden. Der Zusammenhang mit dem Luftdruck bestätigt die
Interpretation einer dargestellten Zeitreihe synoptischer Parameter. Das Einfließen von
Kaltluft fällt zusammen mit Luftdruckanstieg auf der Rückseite eines Tiefdruckgebietes.
Der Zusammenhang ist aber nur schwach ausgeprägt. Die Zeitreihe des MCAO-Index
über den Zeitraum der SORPIC-Kampagne erlaubt die Gliederung der Witterungsphasen
in drei Abschnitte. Auf eine Hochdruckphase, gekennzeichnet durch hohe negative
Werte, folgte ein Kaltluftausbruch, der sich durch auch im Index durch labilere Werte
äußerte. Daran schloss sich eine erneut antizyklonal geprägte Periode an, die durch
entprechend negative Werte des Index gekennzeichnet war.
Es wurden für die Analyse verwendete Parameter und Modelle erläutert. Die synoptische
Analyse wurde entsprechend der drei Witterungsabschnitte durchgeführt. Dabei wurde
auf sowohl auf die Großwetterlage als auch auf die einzelnen Messflüge eingegangen.
In der ersten Messperiode vom 03.-06. Mai 2010 war eine Hochdrucklage bestimmend. In
dieser Phase trat nur vereinzelt konvektive Grenzschichtbewölkung auf, die untersucht
wurde.
In der zweiten Messperiode vom 09.-11. Mai 2010 kam es zu einem Kaltluftausbruch, der
über 3 Tage hinweg Grenzschichtrollen westlich von Spitsbergen generierte. Verursacht
wurde dieser durch einen ausgedehnten Tiefdruckkomplex südlich von Svalbard, auf
dessen Rückseite kalte Luft über die Grønlandsee hinweg nach Süden geführt wurde.
Die Temperaturen innerhalb der Grenzschicht lagen dabei im Bereich von −12 °C, was
die Entstehung von Mischphasenwolken förderte.
Die dritte Messperiode vom 13.-17. Mai 2010 war wieder antizyklonal geprägt. Es erstreckte
sich ein ausgedehnter Hochdruckrücken ausgehend vom russischen Festland bis
nach Svalbard. Ein in diesem Zeitraum entstandenes Hochdruckgebiet advehierte ungewöhnlich
feuchte und warme Luft mit einer äquivalentpotentiellen Temperatur im
Niveau 850 hPa von 38 °C nach Svalbard. Entsprechend wetteraktiv war die zugehörige
Warmfront, die Svalbard am 17. Mai erreichte.

Abkürzungsverzeichnis
Abkürzungsverzeichnis
IV
CAO Cold Air Outbreak.
DLR Deutsches Zentrum für Luft- und Raumfahrt.
ECMWF European Centre for Medium-Range Weather Forecast.
GFS Global Forecast System.
MCAO Marine Cold Air Outbreak.
MODIS Moderate-Resolution Imaging Spectroradiometer.
NOAA National Oceanic and Atmospheric Adminitration.
SORPIC Solar Radiation and Phase Discrimination of Arctic Clouds.
SST Sea Surface Temperature.

Symbolverzeichnis
Symbolverzeichnis
V
c p Spezifische Wärmekapazität von Wasser bei konstantem Druck, c p = 1 005 J kg −1 K −1 .
Φ Geopotential.
φ Breitengrad.
g(φ, z) Schwerebeschleunigung in Abhängigkeit vom Breitengrad φ und der Höhe z.
g N Normalschwerebeschleunigung, g N = 9.80665 m s −2 .
h geopotentielle Höhe.
L v spezifische Verdunstungswärme von Wasser, L v = 2.5 · 10 6 J kg −1 .
μ MCAO-Index.
p Luftdruck.
p 0
Luftdruck auf Ausgangsniveau.
p 700
p skin
Luftdruck im Niveau 700 hPa (p 700 = 700 hPa).
Luftdruck auf Meereshöhe.
q Spezifische Feuchte von Luft.
R spezifische Gaskonstante von Luft, R = 287.05 J kg −1 K −1 .
T Temperatur.
T E
Äquivalenttemperatur.
Θ Potentielle Temperatur.
Θ 700
Θ E
Potentielle Temperatur im Niveau 700 hPa.
Äquivalentpotentielle Temperatur.
Θ skin
Potentielle Temperatur der Meeresoberfläche.
¯T arithmetisches Schichtmittel der Temperatur.
z geometrische Höhe.

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Selbstständigkeitserklärung
VIII
Selbstständigkeitserklärung
Hiermit erkläre ich, dass ich die Bachelorarbeit selbstständig verfasst habe und keine
anderen als die angegeben Quellen und Hilfsmittel benutzt habe. Alle Stellen der Arbeit,
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