Link:  http://weltlichtkegel.wordpress.com/

Jens Christian Heuer

Link: http://wetterjournal.wordpress.com/

Wetterlage am 24. Januar 2009; Aufnahmen des amerikanischen NOAA-Wettersatelliten. Quelle: http://wekuw.met.fu-berlin.de/~SatellitenDaten/

Häufige Kaltluftvorstöße aus Ost- oder Nordosteuropa sorgen für eine veränderte Zugbahn der atlantischen Tiefs.

Wetterlage am 24. Januar 2009 06:00 Uhr UTC.  Auf der Höhenkarte des amerikanischen Wetterdienstes sieht man die 500 hPa-Fläche (Geopotential, schwarze Linien mit Zahlen) und erkennt indirekt auch die Lufttemperaturen anhand der sogenannten Relativen Topographie (RETOP). Die 500 hPa-Fläche  entspricht in jedem Flächenstück der Höhe über dem Boden in welcher der Luftdruck auf 500 hPa gefallen ist (Höhenangaben in Dekametern!). Der Luftdruck nimmt mit zunehmender Höhe wegen der nachlassenden Wirkung der Schwerkraft allmählich ab. Da warme Luft sich in der Vertikalen mehr ausdehnt als kalte Luft, geht in einer warmen mit zunehmender Höhe der Luftdruck langsamer zurück als in einer kalten Luftsäule. Das 500 hPa – Niveau der Warmluft wird also erst in relativ grösserer Höhe erreicht. Die 500 hPa – Fläche bildet  eine Art “Landschaft” mit “Bergen” (Warmluft) und “Tälern”(Kaltluft). Die schwarzen Linien (Isohypsen) der 500 hPa – Fläche verbinden also Orte miteinander, die jeweils in derselben Höhe liegen. Die Isohypsen zeigen den Verlauf der Höhenwinde und die Lage der Polarfront. Die Farben dienen der Darstellung der Relativen Topographie. Darunter versteht man den Höhenunterschied (Schichtdicke) zwischen zwei isobaren Flächen, also Flächen von jeweils gleichem Luftdruck. Hier sind es die 500 hPa Isobarenfläche (in etwa 5 km Höhe) und die bodennahe 1000 hPa Isobarenfläche (in etwa 50m Höhe). Gebiete mit geringer Schichtdicke entsprechen einer relativ niedrigen Lufttemperatur, Gebiete mit hoher Schichtdicke, also einem großen Abstand zwischen den beiden Isobarenflächen, dagegen einer relativ hohen Lufttemperatur. Die Temperaturen innerhalb der Schichten nehmen von violett, über blau, grün, gelb nach rot immer mehr zu. Weiterhin ist auf der Karte auch noch der jeweils herrschende Bodenluftdruck eingezeichnet. Man erkennt ihn an den weißen geschlossenen Linien, den Isobaren, die Orte gleichen Luftdrucks miteinander verbinden. Ein geringer Abstand zwischen den Isobaren entspricht einem hohen Luftdruckgradienten und umgekehrt. Der Luftdruckwert ist jeweils bei den Isobaren eingetragen. Hoch- und Tiefdruckgebiete sind so auf einen Blick auszumachen. Quelle: http://www.wetter3.de/

So wurde das Sturmtief vom 23./24. Januar nach Süden abgedrängt mit der Folge eines sehr starken Luftdruckfalls über Mitteleuropa und einer Zugbahn des Sturmfeldes über Südwesteuropa mit den verheerende Folgen in Nordostspanien und Südwestfrankreich.

Regel: Bei Winterkälte in Mitteleuropa nimmt die Unwettertätigkeit am Mittelmeer häufig zu.

Dies ist so auch in der Geschichte immer wieder vorgekommen. Auch im Laufe der beginnenden Woche scheint sich die Kaltluft wieder deutlicher durchzusetzen, so dass sich an der Großwetterlage noch nichts ändert.

Wolfram von Juterczenka 

Die Microlensing – Methode basiert auf der Allgemeinen Relativitätstheorie Albert Einsteins, nach der eine Masse in Abhängigkeit von ihrer größe die umgebende Raumzeit krümmt und daher auch Lichtteilchen (Photonen) ablenken kann, obwohl sie masselos sind.

Das Licht eines weit entfernten kann also durch einen näher gelegenen Stern abgelenkt werden. Befinden sich beide Sterne in einer Sichtlinie, so wirkt der Vordergrundstern als Sammellinse für das Licht des Hintergrundsterns. Durch diesen Gravitationslinseneffekt wird der sichtbare, weiter entfernte Hintergrundstern vorübergehend heller.

Handelt es sich bei dem Vordergrundstern um einen Einzelstern ohne Planeten, dann erhält man eine symmetrische Lichtkurve, weil die Helligkeit des Hintergrundsterns gleichmässig zu- und wieder abnimmt.

Wird der Vordergrundstern aber von einem Exoplaneten begleitet, so zeigt die Lichtkurve noch ein weiteres „aufgesetztes“ kleines Helligkeitsmaximum, das vor oder nach dem Hauptmaximum liegt, je nachdem auf welcher Seite des Sterns sich der Planet gerade befindet. Mit dieser Methode lassen sich auch sehr kleine Exoplaneten aufspüren. Allerdings müssen sehr viele Sterne beobachtet werden, um fündi zu werden, da Microlensing-Eregnisse mit zwei genau in einer Sichtlinie zur Erde liegenden Sternen relativ selten sind.  

Durch Microlensing lassen sich im Gegensatz zu anderen Methoden auch kleine Exoplaneten in der Grössenordnung der Erde aufspüren. Quelle:   http://bustard.phys.nd.edu/MPS/index.html

Der Exoplanet erzeugt ein weiteres kleines Helligkeitsmaximum neben dem grossen Helligkeitsmaximum des Linsensterns im Vordergrund. Quelle: https://www.llnl.gov/str/

Eine neue Analyse des Microlensing-Ereignisses MOA‐2007‐BLG‐192 deuten nun aber auf eine größere Masse des Vordergrundsterns hin (http://www.newscientist.com/article/dn16439-smallest-known-exoplanet-may-actually-be-earthmass.html). Statt um einen Braunen Zwerg handelt es sich wohl doch eher um einen Roten Zwergstern, also um einen echten Stern mit funktionierender Kernfusion! Um die gemessene Lichtkurve zu erklären, muss die Masse des Exiolaneten aber deutlich heruntergerechnet werden und man erhält einen Planeten von nur noch sage und schreibe 1,4 Erdmassen!!! Könnte es die lang gesuchte ZWEITE ERDE sein? Von der Größe her auf jeden Fall, da wäre er äußerlich von der Erde kaum zu unterscheiden. Die Umlaufbahn ist ebenfalls recht günstig, denn der Exoplanet umrundet seinen allerdings vergleichsweise nur sehr schwach leuchtenden Zentralstern in etwa der Ebtfernung wie die Venus unsere Sonne. Dieser Abstand ist groß genug, daß es nicht zu einer gebundenen Rotation des Exoplaneten kommt, der ansonsten seinem Stern immer dieselbe Seite zuwenden würde, was nicht gerade günstig für das dann dort herrschende Klima wäre. Der Planet empfängt allerdings deutlich weniger Wärme als die Erde und könnte daher tiefgefroren sein. Aber der Planet ist als „kleine Supererde“ auch um immerhin 40% schwerer. Das führt höchstwahrscheinlich zu einer stärkeren Plattentektonik und damit auch zu einer dichteren Atmosphäre, die besser die Wärme halten kann. Zudem ist der Planet groß genug, um viele Kometen einzufangen, wodurch sich wahrscheinlich Ozeane bilden konnten. Also vielleicht doch die erste ZWEITE ERDE!?

Stichwort Exoplaneten: Exoplaneten sind Planeten ausserhalb unseres Sonnensystems, denn sie umkreisen  nicht unsere, sondern eine andere Sonne. Sie gehören also zu einem fremden Planetensystem um einen fremden Stern. Die Bildung von Planeten ist eine normale Begleiterscheinung bei der Sternentstehung und läuft in etwa so ab: 

Eine interstellare Wolke (Durchmesser ca. 1Lichtjahr) aus Gas (99%) und Staub (1%) kollabiert unter dem Einfluss ihrer eigenen Schwerkraft, zieht sich zusammen, beginnt zu rotieren, wird dabei immer schneller (wegen der Erhaltung des Drehimpulses) und im Zentrum immer dichter und wärmer bis sich schliesslich ein Stern bildet. Durch die Rotation formt sich eine Scheibe, die sich langsam abkühlt, so dass es zu Kondensationsvorgängen kommt, wobei die vielen Staubteilchen  als Kondensationskerne wirken. Die schwerer werdenden Staubteilchen sinken durch die Schwerkraft und die Bremswirkung des Gases zur Scheibenebene, wo sie sich zunehmend anreichern. Dadurch beschleunigt sich wiederum das Wachstum der Staubteilchen, weil sie sich immer häufiger begegnen und aneinander haften bleiben. Es bilden sich die ersten Planetesimale mit Durchmessern von bis zu einigen Kilometern.

Planetenentstehung Quelle: http://www.mhhe.com/physsci/astronomy/arny/indexnew.mhtml

In Abhängigkeit von der Temperatur der Scheibe, die von innen nach aussen abnimmt, kondensieren im inneren, heissen Bereich bis 0,5 AE vorwiegend metallische Teilchen, ab 1 AE Abstand überwiegen dann die Silikate. Bei 3 AE wird schließlich die sogenannte „Schneegrenze“ erreicht, wo dann auch Eisteilchen auftreten 1 Astronomische Einheit (AE) entspricht der Entfernung der Erde zur Sonne (150 Millionen km). Die Planetesimale sind bald gross genug um weitere Materie anzusammeln. Die Grösseren wachsen zu Protoplaneten heran, die Kleineren stossen aufeinander und zerfallen, oder werden von den Protoplaneten weggeschleudert und bilden einen äusseren Ring, den Kuiper-Gürtel. Manche stürzen auch in den zentralen Stern. Da jenseits der „Schneegrenze“ mehr Kondensationsmaterie zur Verfügung steht als weiter innen, entstehen dementsprechend grössere Planetesimale, die wiederum auch mehr Material einsammeln können. Diese sehr grossen Protoplaneten (bis 10 Erdmassen und mehr) ziehen nun auch grössere Mengen Gas an, wodurch die sogenannten Gasriesen (z.B. Jupiter und Saturn in unserem Sonnensystem) entstehen. Weiter innen bilden sich kleinere Protoplaneten, die Metalle (vorwiegend Eisen und Nickel) und Gestein (Silikate) einsammeln, aber kein Gas das hier wegen der zu hohen Temperaturen nicht auskondensiert. Die noch vorhandenen kleineren Planetesimale bombardieren die felsigen Protoplaneten, die so heiss werden, dass sie aufschmelzen und eine innere Differenzierung stattfinden kann. Eisen und Nickel sinken zur Mitte und bilden den Kern, die leichteren Silikate den Mantel und die Kruste (erdähnliche Planeten). Ein Teil der dann immer noch übrig gebliebenen Planetesimale bilden einen oder auch mehrere Asteroidengürtel.

Die meisten Exoplaneten wurden bisher auf indirektem Wege gefunden, davon der ganz überwiegende Teil mit der Doppler-Methode: In einem Planetensystem zieht nicht nur der Stern den ihn umlaufenden Planeten an, sondern auch der Planet übt umgekehrt eine Kraft aus. Diese Anziehungskraft zwingt den Stern auf eine kreisförmige oder elliptische Bahn um den gemeinsamen Schwerpunkt, welche wiederum im Kleinen die Umlaufbahn des Planeten widerspiegelt. Da der Stern viel schwerer ist als der Planet, liegt der gemeinsame Schwerpunkt immer innerhalb des Sterns. Die Schwierigkeit liegt nun darin, aus einer so grossen Entfernung die außerordentlich geringe Bewegung des Sterns zu messen. Eine Möglichkeit ist die spektroskopische Untersuchung des Sternenlichtes unter Zuhilfenahme des Doppler-Effekts. Wenn sich der Stern auf seiner kleinen Bahn einmal in Richtung Erde und dann wieder von ihr weg bewegt, werden die von ihm ausgesandten Lichtwellen abwechselnd etwas zusammen oder auseinander gezogen. Dabei werden die Lichtwellen erst zum blauen (kurzwelligen) und dann zum roten (langwelligen) Ende des Spektrums hin verschoben. Aus dieser periodischen Dopplerverschiebung des Lichts können die Astronomen die Bahn des Sterns ermitteln und daraus mit den Newtonschen Gesetzen die Masse, Umlaufzeit, den Abstand des Planeten von seinem Stern und sogar die Form der Umlaufbahn (kreisförmig oder elliptisch) bestimmen.

Mit der Doppler-Methode wurden bisher die meisten Exoplaneten gefunden. Quelle: ESO

Die ermittelte Masse des Exoplaneten stimmt aber nur, wenn die Beobachtung des fremden Planetensystems genau von der Seite geschieht. Ist die Bahn des Explaneten jedoch gegen die Beobachtungsrichtung geneigt, so wird seine Masse unterschätzt, weil die Geschwindigkeit der Hin- und Herbewegung von der Erde aus betrachtet geringer erscheint als sie ist. Die gemessene Doppler-Verschiebung täuscht einen zu leichten Planeten vor. Der Neigungswinkel der Bahnebene des fremden Planetensystems lässt sich nur ermitteln, wenn außerdem noch eine Staubscheibe oder aber ein Vorübergang des Planeten vor dem Stern (Planetentransit) beobachtbar ist. Der Planetentransit führt zu einer winzigen Helligkeitsabnahme des Sterns und ist deshalb eine eigenständige Methode zur Entdeckung von Exoplaneten.

 Jens Christian Heuer

Bodennahe Temperaturen am 7. Januar 2009 00:00 Uhr UTC

Die niedrigen Temperaturen kommen einerseits durch polare Kaltluft zustande, die in einem von Skandinavien bis zur Iberischen Halbinsel reichenden Höhentrog mit einer cyclonalen Luftströmung (gegen den Uhrzeigersinn auf der Nordhalbkugel) von Norden, durch ihren Weg über die Nordsee leicht abgemildert, zu uns gelangt.

Wetterlage am 7. Januar 2009 00:00 Uhr UTC. Auf der Höhenkarte des amerikanischen Wetterdienstes sieht man die 500 hPa-Fläche (Geopotential, schwarze Linien mit Zahlen) und erkennt indirekt auch die Lufttemperaturen anhand der sogenannten Relativen Topographie (RETOP). Die 500 hPa-Fläche  entspricht in jedem Flächenstück der Höhe über dem Boden in welcher der Luftdruck auf 500 hPa gefallen ist (Höhenangaben in Dekametern!). Der Luftdruck nimmt mit zunehmender Höhe wegen der nachlassenden Wirkung der Schwerkraft allmählich ab. Da warme Luft sich in der Vertikalen mehr ausdehnt als kalte Luft, geht in einer warmen mit zunehmender Höhe der Luftdruck langsamer zurück als in einer kalten Luftsäule. Das 500 hPa – Niveau der Warmluft wird also erst in relativ grösserer Höhe erreicht. Die 500 hPa – Fläche bildet  eine Art “Landschaft” mit “Bergen” (Warmluft) und “Tälern”(Kaltluft). Die schwarzen Linien (Isohypsen) der 500 hPa – Fläche verbinden also Orte miteinander, die jeweils in derselben Höhe liegen. Die Isohypsen zeigen den Verlauf der Höhenwinde und die Lage der Polarfront. Die Farben dienen der Darstellung der Relativen Topographie. Darunter versteht man den Höhenunterschied (Schichtdicke) zwischen zwei isobaren Flächen, also Flächen von jeweils gleichem Luftdruck. Hier sind es die 500 hPa Isobarenfläche (in etwa 5 km Höhe) und die bodennahe 1000 hPa Isobarenfläche (in etwa 50m Höhe). Gebiete mit geringer Schichtdicke entsprechen einer relativ niedrigen Lufttemperatur, Gebiete mit hoher Schichtdicke, also einem großen Abstand zwischen den beiden Isobarenflächen, dagegen einer relativ hohen Lufttemperatur. Die Temperaturen innerhalb der Schichten nehmen von violett, über blau, grün, gelb nach rot immer mehr zu. Weiterhin ist auf der Karte auch noch der jeweils herrschende Bodenluftdruck eingezeichnet. Man erkennt ihn an den weißen geschlossenen Linien, den Isobaren, die Orte gleichen Luftdrucks miteinander verbinden. Ein geringer Abstand zwischen den Isobaren entspricht einem hohen Luftdruckgradienten und umgekehrt. Der Luftdruckwert ist jeweils bei den Isobaren eingetragen. Hoch- und Tiefdruckgebiete sind so auf einen Blick auszumachen. Quelle: http://www.wetter3.de/

Andererseits führt ein Hoch über Mitteleuropa mit einer anticyclonalen Luftströmung (imUhrzeigersinn auf der Nordhalbkugel) sehr kalte Schneeluft aus Osteuropa heran. Im Einflussbereich des Hochs klart es in der Nacht immer wieder auf, so dass es durch die von Wolken unbehinderte Infrarotabstrahlung des Erdbodens ganz besonders kalt wird. Temperaturen bis -30°C sind stellenweise möglich.

Schon sehr bald wird die meridionale Zirkulation im Bereich des Höhentroges über Europa teilweise zusammenbrechen und sich daraufhin über der Iberischen Halbinsel ein Tiefdruckwirbel (Kaltlufttropfen) abspalten und da in ihm die Luft gehoben wird und dabei abkühlt für vermehrte Wolkenbildung und Schneefälle sorgen.

Schauen wir uns die weitere Entwicklung des Wetters anhand der Höhenkarte der Nordhalbkugel  ausgehend vom 7. Januar 2009, 12:00 Uhr UTC einmal näher an:

Wetterlage 7. Januar 2009 12.00 Uhr UTC Quelle:  http://www.wetter3.de/

Die Höhenströmung hat vier bis fünf Rossby-Wellen ausgebildet. Eine Vierzahl ist sehr stabil, eine Fünfzahl aber schon deutlich weniger, d.h. die Wetterlage zeigt eine leichte Tendenz in Richtung einer grösseren Wechselhaftigkeit.

Wetterlage 8. Januar 2009 18:00 Uhr UTC Quelle:  http://www.wetter3.de/

West und Mitteleuropa liegen nun unter einem Hochkeil. Mit einer anticyclonalen (imUhrzeigersinn auf der Nordhalbkugel) Luftströmung wird aus südwestlicher Richtung relativ milde atlantische Meeresluft herangeführt, so dass die bodennahen Temperaturen steigen. Durch den Hochdruckeinfluss gehen Bewölkung  und Niederschläge zurück. Ganz anders sieht das, wie schon oben erwähnt, im Einflussbereich des  Kaltlufttropfens aus.

Jens Christian Heuer

Annex: Dynamische Hoch- und Tiefdruckgebiete

Die Hochs und Tiefs unserer Breiten entstehen durch strömungsdynamische Prozesse im Bereich der Polarfront, der Grenze, wo warme tropische Luftmassen und polare Kaltluft aufeinander treffen. Wegen der grösseren vertikalen Ausdehnung der warmen im Vergleich zur kalten Luft bildet sich zwischen beiden Luftmassen ein mit der Höhe immer weiter anwachsender Luftdruckgradient heraus. Dieser erzeugt einen zunächst polwärts gerichteten starken Höhenwind (Starkwindfeld, Jetstream), der aber sofort von der Erdrotation (Corioliskraft) nach Osten abgelenkt wird,  so zum Westwind wird und sich oft bis zum Boden hin durchsetzt (Westwindzone). Da die Temperaturunterschiede zwischen tropischer Warmluft und polarer Kaltluft entlang der Polarfront nicht überall gleich gross sind, gibt es unterschiedliche Windgeschwindigkeiten innerhalb des Jetstreams, der dadurch turbulent wird. Bei Überschreiten einer kritischen Geschwindigkeit beginnt der gesamte Jetstream zu mäandern  (Rossby-Wellen). In den Wellenbergen (Hochkeilen) wird Warmluft polwärts , in den Wellentälern (Höhentrögen) polare Kaltluft äquatorwärts transportiert. Diese meridionale Zirkulation (meridional = entlang der Längenkreise) sorgt für einen Temperaturausgleich zwischen Polar- und Äquatorregion. Aus Konvergenzen (Luftstauungen) und Divergenzen (Luftlöchern) innerhalb des turbulenten Jetstreams entwickeln sich innerhalb der Hochkeile dynamische Hochdruckgebiete (Hochs) und innerhalb der Höhentröge Tiefdruckgebiete (Tiefs), welche jeweils Warm- und Kaltluft direkt miteinander verwirbeln.

In den aufwärts gerichteten Tiefdruckwirbeln mit cyclonaler Drehrichtung (gegen den Uhrzeigersinn auf der Nordhalbkugel aufgrund der Erdrotation) wird die Luft gehoben, dehnt sich aus und kühlt dabei ab. Die Energie für die Ausdehnung stammt aus der Bewegungsenergie der Luftteilchen; daher die Abkühlung. Ist die Luftfeuchtigkeit ausreichend hoch, dann bilden sich Quellwolken, aus denen oft auch Gewitterwolken hervorgehen (Schlechtwetter). Dabei wird Kondensationswärme (latente Wärme) frei, die ihrerseits die Konvektion anheizt und damit die Wolkenbildung fördert.

In den abwärts gerichteten Hochdruckwirbeln mit anticyclonaler Drehrichtung (im Uhrzeigersinn auf der Nordhalbkugel aufgrund der Erdrotation) sinken die Luftmassen grossflächig ab und erwärmen sich dabei, so dass  vorhandene Wolken sich auflösen oder Wolken sich von vorneherein gar nicht bilden können (Schönwetter).

Die Zugbahnen der Hochs und Tiefs und damit auch das Wetter, werden vom Jetstream gesteuert. Umgekehrt beeinflussen beide Druckgebilde auch wieder das Verhalten des Jetstreams.

Wenn die meridionale Zirkulation sehr ausgeprägt ist, der Jetstream also sehr stark mäandert, können seine Windgeschwindigkeiten so sehr abnehmen, dass die Höhenströmung teilweise ganz und gar zusammenbricht. Es kommt zu einem “Cut Off” , bei dem sich Hochdruckwirbel von den Hochkeilen und Tiefdruckwirbel von den Höhentrögen trennen. Polwärts bildet sich ein neuer, zunächst nur schwach mäandernder Jetstream mit extrem hohen Windgeschwindigkeiten. Bei dieser zonalen Luftströmung (zonal = entlang der Breitenkreise) findet kaum ein Temperaturausgleich zwischen Warm- und Kaltluft statt. Der Temperaturgradient zwischen beiden Luftmassen erhöht sich wieder, so dass der Jetstream wieder stärker mäandert und sich erneut ein meridionales Zirkulationsmuster ausbildet. Da abgespaltenen Tiefdruckwirbel bestehen aus Kaltluft, die ringsherum von tropischer Warmluft eingeschlossen ist (Kaltlufttropfen). Aufgrund der labilen Luftschichtung (kalte über warmer Luft) entsteht Konvektion. Die warme Luft wird gehoben und kühlt dabei ab, so dass sich Quellwolken bilden können (Schlechtwetter). Ziehen Kaltlufttropfen über eine relativ warme Wasseroberfläche, so können sie viel latente Wärme aufnehmen. Konvektion und Wolkenbildung werden dann oft so stark, dass eine wirbelsturmähnliche Struktur dabei herauskommt.

Jens Christian Heuer

Wetterlage am 29. Dezember 18:00 UTC Infrarot-Komposit Meteosat; grün = tropische Warmluft, blau = polare Kaltluft, weiss = hohe Wolken, ockergelb = mittelhohe Wolken, rot = absinkende Luftmassen in der Stratosphäre zeigen Tiefdruckgebiete an (Durch Divergenzen in der Höhenströmung werden nicht nur Luftmassen von unten gehoben, sondern auch von oben angesaugt; Ausbildung einer Tropopausenfalte und Absinken der darüber befindlichen stratosphärischen Luft).

Sogar ein Auge hat sich schon deutlich herausgebildet, was man besonders schön in der Ausschnittsvergrösserung erkennen kann:

Aussertropische Tiefs entstehen an der Polarfront, wo warme tropische Luftmassen und polare Kaltluft aufeinander treffen. Wegen der grösseren vertikalen Ausdehnung der warmen im Vergleich zur kalten Luft bildet sich zwischen beiden Luftmassen ein mit der Höhe immer weiter anwachsender Luftdruckgradient heraus. Dieser erzeugt einen zunächst polwärts gerichteten starken Höhenwind (Starkwindfeld, Jetstream), der aber sofort von der Erdrotation (Corioliskraft) abgelenkt wird und daher von Westen nach Osten verläuft. Diese Windrichtung setzt sich oft bis zum Boden hin durch (Westwindzone). Da die Temperaturunterschiede zwischen tropischer Warmluft und polarer Kaltluft entlang der Polarfront nicht überall gleich gross sind, gibt es unterschiedliche Windgeschwindigkeiten innerhalb des Jetstreams, der dadurch turbulent wird. Bei Überschreiten einer kritischen Geschwindigkeit beginnt der ganze Jetstream zu mäandern  (Rossby-Wellen). In den Wellenbergen (Hochkeilen) wird Warmluft polwärts , in den Wellentälern (Höhentrögen) polare Kaltluft äquatorwärts transportiert. Diese meridionale Zirkulation (meridional = entlang der Längenkreise) sorgt für einen Temperaturausgleich zwischen Polar- und Äquatorregion. Aus Konvergenzen (Luftstauungen) und Divergenzen (Luftlöchern) innerhalb des turbulenten Jetstreams entwickeln sich innerhalb der Hochkeile dynamische Hochdruckgebiete (Hochs) und innerhalb der Höhentröge Tiefdruckgebiete (Tiefs), welche jeweils Warm- und Kaltluft direkt miteinander verwirbeln.

In den aufwärts gerichteten Tiefdruckwirbeln wird die Luft gehoben, dehnt sich aus und kühlt dabei ab. Die Energie für die Ausdehnung stammt aus der Bewegungsenergie der Luftteilchen. Daher die Abkühlung! Ist die Luftfeuchtigkeit ausreichend hoch, dann bilden sich Quellwolken, aus denen oft auch Gewitterwolken hervorgehen (Schlechtwetter). Dabei wird Kondensationswärme (latente Wärme) frei, die ihrerseits die Konvektion anheizt und damit die Wolkenbildung fördert.

In den abwärts gerichteten Hochdruckwirbeln sinken die Luftmassen grossflächig ab und erwärmen sich dabei, so dass  vorhandene Wolken sich auflösen oder Wolken sich von vorneherein gar nicht bilden können (Schönwetter).

Die Zugbahnen der Hochs und Tiefs und damit auch das Wetter, werden vom Jetstream gesteuert. Umgekehrt beeinflussen beide Druckgebilde auch wieder das Verhalten des Jetstreams.

Wetterlage am 29.Dezember 2008. Auf der Höhenkarte des amerikanischen Wetterdienstes sieht man die 500 hPa-Fläche (Geopotential, schwarze Linien mit Zahlen) und erkennt indirekt auch die Lufttemperaturen anhand der sogenannten Relativen Topographie (RETOP). Die 500 hPa-Fläche  entspricht in jedem Flächenstück der Höhe über dem Boden in welcher der Luftdruck auf 500 hPa gefallen ist (Höhenangaben in Dekametern!). Der Luftdruck nimmt mit zunehmender Höhe wegen der nachlassenden Wirkung der Schwerkraft allmählich ab. Da warme Luft sich in der Vertikalen mehr ausdehnt als kalte Luft, geht in einer warmen mit zunehmender Höhe der Luftdruck langsamer zurück als in einer kalten Luftsäule. Das 500 hPa – Niveau der Warmluft wird also erst in relativ grösserer Höhe erreicht. Die 500 hPa – Fläche bildet  eine Art “Landschaft” mit “Bergen” (Warmluft) und “Tälern”(Kaltluft). Die schwarzen Linien (Isohypsen) der 500 hPa – Fläche verbinden also Orte miteinander, die jeweils in derselben Höhe liegen. Die Isohypsen zeigen den Verlauf der Höhenwinde und die Lage der Polarfront. Die Farben dienen der Darstellung der Relativen Topographie. Darunter versteht man den Höhenunterschied (Schichtdicke) zwischen zwei isobaren Flächen, also Flächen von jeweils gleichem Luftdruck. Hier sind es die 500 hPa Isobarenfläche (in etwa 5 km Höhe) und die bodennahe 1000 hPa Isobarenfläche (in etwa 50m Höhe). Gebiete mit geringer Schichtdicke entsprechen einer relativ niedrigen Lufttemperatur, Gebiete mit hoher Schichtdicke, also einem großen Abstand zwischen den beiden Isobarenflächen, dagegen einer relativ hohen Lufttemperatur. Die Temperaturen innerhalb der Schichten nehmen von violett, über blau, grün, gelb nach rot immer mehr zu. Weiterhin ist auf der Karte auch noch der jeweils herrschende Bodenluftdruck eingezeichnet. Man erkennt ihn an den weißen geschlossenen Linien, den Isobaren, die Orte gleichen Luftdrucks miteinander verbinden. Ein geringer Abstand zwischen den Isobaren entspricht einem hohen Luftdruckgradienten und umgekehrt. Der Luftdruckwert ist jeweils bei den Isobaren eingetragen. Hoch- und Tiefdruckgebiete sind so auf einen Blick auszumachen. Quelle: http://www.wetter3.de/

Wenn die meridionale Zirkulation sehr ausgeprägt ist, der Jetstream also sehr stark mäandert, können seine Windgeschwindigkeiten so sehr abnehmen, dass die Höhenströmung teilweise ganz und gar zusammenbricht. Es kommt zu einem „Cut Off“ , bei dem sich Hochdruckwirbel von den Hochkeilen und Tiefdruckwirbel von den Höhentrögen trennen. Polwärts bildet sich ein neuer, zunächst nur schwach mäandernder Jetstream mit extrem hohen Windgeschwindigkeiten. Bei dieser zonalen Luftströmung (zonal = entlang der Breitenkreise) findet kaum ein Temperaturausgleich zwischen Warm- und Kaltluft statt. Der Temperaturgradient zwischen beiden Luftmassen erhöht sich wieder, so dass der Jetstream wieder stärker mäandert und sich erneut ein meridionales Zirkulationsmuster ausbildet. Da abgespaltenen Tiefdruckwirbel bestehen aus Kaltluft, die ringsherum von tropischer Warmluft eingeschlossen ist (Kaltlufttropfen). Aufgrund der labilen Luftschichtung (kalte über warmer Luft) entsteht Konvektion. Die warme Luft wird gehoben und kühlt dabei ab, so dass sich Quellwolken bilden können (Schlechtwetter). Ziehen Kaltlufttropfen über eine relativ warme Wasseroberfläche, so können sie viel latente Wärme aufnehmen. Konvektion und Wolkenbildung werden dementsprechend stark. Bei einem ausreichend hohen vertikalen Temperaturgradienten kann das ursprünglich aussertropische Tief wirbelsturmartige Eigenschaften annehmen, selbst bei Wassertemperaturen von nur rund 12-14 °C wie in unserem Fall. Normalerweise entwickeln sich tropische Wirbelstürme erst bei Wassertemperaturen von mindestens 26°C. Entscheidend ist aber auch hier der Temperaturgradient. Zur Ausbildung eines Auges kommt es durch die zum Zentrum eines Wirbelsturms hin immer schnellere Drehbewegung. Die Zentrifugalkräfte werden dabei so stark, dass sich im Zentrum ein beinahe windstilles Auge bildet, in dessen Außenrand, der Eyewall, der Auftrieb der feuchtwarmen Luftmassen besonders gross ist. Vom Auge wird aus der Höhe Luft angesaugt, die sich auf ihrem Weg nach unten durch Kompression immer mehr erwärmt. Daher lösen sich vorhandene Wolken grösstenteils auf. Das wolkenarme Auge ist also typisch für Wirbelstürme.

Bleibt noch nachzutragen, dass ein weiterer, allerdings kleinerer Kaltlufttropfen  gerade in Frankreich für schlechtes Wetter sorgt.  West- und Mitteleuropa bleiben unter Einfluss eines Hochs, das aus östlichen Richtungen kalte und trockene Festlandsluft heranführt. In Osteuropa bestimmt dagegen ein Höhentrog das Wetter.

Update

Am Morgen des 30. Dezember hat sich beim Tief über dem Atlantik die Wirbelstruktur noch deutlicher herausgebildet:

Wetterlage 30.Dezember 2008 07:00 Uhr UTC Quelle: EUMETSAT

Offenbar hat sich das Tief aufgespalten. Während der strömungsdynamische Anteil sich weiterbewegt, bleibt die Höhenkaltluft des Tiefdruckkerns nahezu stationär und bildet aufgrund der labilen Luftschichtung (kalte über warmer Luft) eine konvektive Wirbelstruktur mit Auge aus.

Jens Christian Heuer

Meridionale Wetterlage am 24.Dezember.  Quelle: http://www.wetter3.de/

Deutschland liegt noch gerade innerhalb eines Hochkeils mit anticyclonaler Strömung (anticylonal = Luftströmung auf der Nordhalbkugel im Uhrzeigersinn, typisch für Hochdruckgebiete), in dem die Luftmassen grossflächig absinken  und sich dabei erwärmen, so dass sich  Wolken tendenziell auflösen und Niederschläge eher unwahrscheinlich sind. Über Ostdeutschland gibt es allerdings eine kleine Störung in der Höhenströmung, eine kleine cyclonale Ausbuchtung (cyclonal = Luftströmung auf der Nordhalbkugel gegen den Uhrzeigersinn, typisch für Tiefdruckgebiete), also eine Art kleiner Höhentrog! Und hier wird die Luft gehoben, dehnt sich aus und kühlt dabei ab, so dass Wolkenbildung einsetzt und es auch zu Niederschlägen komen kann. Diese gehen aber wegen der zu hohen Lufttemperaturen nicht als Schnee, sondern nur als Regen nieder. Das bestätigt auch die Niederschlagskarte:

Niederschläge am  24.Dezember.  Quelle: http://www.wetter3.de/

Weiter östlich im Einfluss des grossen Höhentroges über Osteuropa kommt es aber vielerorts zu Schneefällen. So darf man sich etwa in Teilen Polens oder auch in den höheren Lagen von Österreichs am Ende doch noch an einer weissen Winterlandschaft erfreuen.

Lassen wir zum Schluss unseren Blick noch ein wenig in die Ferne schweifen. Nordamerika und Nordchina erleben derzeit rekordverdächtige Wintereinbrüche durch ein Vordringen polarer Kaltluft innerhalb ausgedehnter Höhentröge. Ein Tief nach dem anderen lädt gewaltige Schneemengen ab. Ähnliche Winterbrpüche erlebten wir auch schon im vergangenen Winter, ebenfalls in den USA und China, aber auch in Ost- und Teilen Südeuropas, im Nahen Osten und Zentralasien (Afghanistan, Pakistan), ja sogar in Indien. So etwas hatte es  schon lange nicht mehr gegeben und jetzt das Ganze schon wieder? Es könnte natürlich einfach nur eine Laune der Natur sein, das Wetter ist schliesslich immer für eine Überraschung gut. Es gibt meines Erachtens aber noch eine andere Möglichkeit: Ein Nachlassen des Golfstroms infolge der massiven Eisschmelze in der Arktis!

Der Golfstrom: Das nach Norden strömende Wasser gibt seine in den Tropen aufgenommene Wärme allmählich an Luftmassen darüber ab. Mit den von der Westdrift nach Osten ziehenden Tiefdruckgebieten gelangt die Wärme nach Europa und sorgt dort für ein mildes Klima. Das Wasser wird unterdessen durch Verdunstung immer salzhaltiger. Mit abnehmender Temperatur und zunehmenden Salzgehalt nimmt die Dichte des Wassers zu, bis es südlich von Grönland und bei Island abzusinken beginnt. Als kalte Tiefenwasserströmung gelangt es dann wieder zurück in die Tropen. Dieser Wasserkreislauf ist also thermohalin (Temperatur- und Salzgehalt betreffend). Durch zunehmenden Eintrag von Schmelzwasser infolge der Eisschmelze in der Arktis nimmt dort der Salzgehalt des Golfstroms ab, und der Wasserkreislauf  kommt ins Stocken. Quelle: Spiegel Online

Ein schwächerer Golfstrom würde nämlich den Temperaturgradienten an der Polarfront (wo warme Luft aus dem Süden und polare Kaltluft aufeinandertreffen) verringern, denn die Temperaturen auf der Warmluftseite würden ja zurückgehen, der Temperaturunterschied zur polaren Kaltluft also geringer.  Islandtief und Azorenhoch, die mit dem Heranführen polarer Kaltluft und (sub)tropischer Warmluft die Polarfront verstärken und so indirekt auch den Jetstream antreiben, werden dadurch geschwächt. Ein schwächerer Jetstream würde aber stärker mäandern und dann die polare Kaltluft nicht mehr so gut einschliessen. Die Folge wären vermehrte Kaltluftausbrüche gen Süden. Das die spektakulären Wintereinbrüche der letzten beiden Winter oft auch fernab des Golfstromes in Asien stattfanden muss nicht unbedingt gegen die Möglichkeit einer Abschwächung des Golfstromes sprechen, wenn man annimmt, dass sich das veränderte Schwingungsmuster des Jetstreams um die gesamte Nordhalbkugel herum fortpflanzt und über den schneller auskühlenden Landmassen Kaltluftvorstösse ohnehin leichter stattfinden.

Übrigens: Im Zusammenhang mit der jüngsten Forschungsreise der Maria S. Merian unter der Leitung von Monika Rhein, Bremen wurde kürzlich von einem 70%igen Rückgang der Tiefenwasserbildung im Nordatlantik seit 1997 berichtet (http://www.merian.de/Lounge/magazin/unsereerde.php). 

Die zwei Phasen der Nordatlantischen Oszillation (NAO): In der positiven Phase der Nordatlantischen Oszillation (NAO +) besteht wegen eines hohen Temperaturgradienten an der Polarfront auch ein hoher Druckgradient (aufgrund der unterschiedlich hohen vertikalen Ausdehnung von Warm- und Kaltluft!) zwischen Islandtief und Azorenhoch und damit ein starker Antrieb für den Jetstream, der deshalb nur wenig mäandert. Es bilden sich zahlreiche und kräftige Sturmtiefs, die mit einer starken Westdrift Nord-, West- und Mitteleuropa erreichen und unter ihren Zugbahnen für ein mildes, feuchtes, aber auch wechselhaftes Wetter sorgen. Die Luftzirkulation ist zonal. Nur einige wenige Sturmtiefs erreichen den Mittelmeerraum, wo es ansonsten trocken bleibt. Aus dem starken Azorenhoch als Bestandteil des subtropischen Hochdruckgürtels wehen kräftige Nordostpassate. Diese erzeugen im Atlantik eine dementsprechende Meeresströmung, die an der westafrikanischen Küste kaltes Tiefenwasser hervorquellen lässt. Dadurch sinken wiederum die Temperaturen des Oberflächenwassers im Atlantik und damit entstehen hier weniger tropische Wirbelstürme. Der kräftige Jetstream schliesst die polare Kaltluft wie eine Mauer ein, so dass Kaltluftvorstöße in den Süden  selten bleiben. In der negativen Phase der Nordatlantischen Oszillation (NAO -) bleiben Islandtief und Azorenhoch schwach. Der Jetstream mäandert deutlich mehr und bringt nur relativ wenige und im Durchschnitt auch schwächere Sturmtiefs hervor. Die Westdrift bricht immer wieder zusammen. Durch die dabei häufig entstehenden blockierenden Hochs werden immer wieder Sturmtiefs in den Mittelmeerraum umgelenkt. Dort wird es nun deutlich feuchter, während es in West- und Mitteleuropa eher trocken bleibt. Besonders im Winter kommt es immer wieder zu Kaltluftausbrüchen gen Süden, da der  schwache Jetstream die polare Kaltluft nicht mehr so gut einschliesst. Umgekehrt führen Warmluftvorstösse in den Norden aber auch immer wieder zu relativ milden Temperaturen, z.B. in Grönland. Das Zirkulationsmuster ist also meridional. Die Nordostpassate bleiben schwach und damit steigen die Wassertemperaturen vor der westafrikanischen Küste. Das begünstigt wiederum die Entstehung tropischer Wirbelstürme. Quelle: http://airmap.unh.edu/

Jens Christian Heuer

Weisse Weihnachten? http://wetterwechsel.wordpress.com/2008/12/16/weisse-weihnachten/

Weisse Weihnachten? Update http://wetterwechsel.wordpress.com/2008/12/18/weisse-weihnachten-update/

Inzwischen liegen die Weihnachtstage innerhalb der Vorhersagezeitspanne des ameikanischen Rechenmodells. Die Berechnungen werden permanent aktualisiert und ergeben für die weitere Wetterentwicklung inzwischen ein vollkommen anderes Bild. Nach den alten Berechnungen sollte sich bis zum 23. Dezember eine zonale Zirkulation einstellen…

Zonale Wetterlage am 23.Dezember (nach der alten Berechnung). Quelle: http://www.wetter3.de/

… doch inzwischen erwartet man die Herausbildung eines neuen Troges über Osteuropa. Die Zirkulation bleibt also (vorerst?) meridional…

Meridionale Wetterlage am 23.Dezember (nach der Neuberechnung!). Quelle: http://www.wetter3.de/

…und das hat Konsequenzen, denn nach dieser Vorhersage kommt ein Tiefdruckgebiet nach Deutschland und es könnte bei nordwestlichen Winden tatsächlich Niederschläge geben und wenn es kalt genug wird, vielleicht auch Schnee! Man sieht das auch sehr schön in der Höhenkarte: Die Isohypsen (dunkle Linien) verlaufen gegen den Uhrzeigersinn. Diese spiegeln in etwa auch die Richtung der Höhenwinde (Westwindzone!) wider. Winde im Gegenuhrzeigerdrehsinn sind aber das Markenzeichen  dynamischer Tiefdruckgebiete auf der Nordhalbkugel. Durch den Trog werden die Luftmassen aus nordwestlicher Richtung herangeführt. Tiefdruckwirbel sind stets aufwärts gerichtet, die Luft wird also gehoben, dehnt sich dabei aus, kühlt ab und der Wasserdampf in der Luft kondensiert zu kleinen Tröpfchen, falls die Luftfeuchtigkeit dafür ausreicht. Es kommt zur Bildung von Quellwolken und womöglich auch zu Niederschlägen. Es ist dann nur noch eine Frage der Temperatur, ob als als Regen oder Schnee!

Auch bis Heiligabend ändert an der Wetterlage nicht mehr viel:

Meridionale Wetterlage auch am 24.Dezember (nach der Neuberechnung!). Quelle: http://www.wetter3.de/

Es bleibt die entscheidende Frage: Regen oder Schnee?

Und da kommt leider der Wermutstropfen, denn das Rechenmodell sagt bisher eher Regen voraus:

Niederschläge am  24.Dezember (nach der Neuberechnung!). Quelle: http://www.wetter3.de/

Aber vielleicht ändert sich die Vorhersage ja noch und es wird noch ein bisschen kälter? Die Chancen auf  Weisse Weihnachten sind auf jeden Fall gestiegen!!!

Jens Christian Heuer

Verwandte Beiträge: Weisse Weihnachten?http://loewenapothekebederkesa.wordpress.com/2008/12/17/weisse-weihnachten/

Bis Heiligabend sind es noch 8 Tage und das ist schon ein Zeitraum, wo die Sicherheit einer Vorhersage doch sehr zu wünschen übrig lässt. Trotzdem wollen wir uns hier eine derartige Langfristprognose einmal ansehen. Vorher blicken wir jedoch auf die Wetterlage von Gestern und Heute zurück.

Gestern

Wetterlagen lassen sich sehr gut auf Höhenkarten ablesen. Diese hier stammt vom amerikanischen Wetterdienst und zeigt die Nordhalbkugel am 15. Dezember 2008.

Wetterlage am 15. Dezember 2008 (Höhenkarte)  Quelle: http://www.wetter3.de/

Man sieht darauf die 500 hPa-Fläche (Geopotential) und erkennt indirekt auch die Lufttemperaturen anhand der sogenannten Relativen Topographie (RETOP). Die 500 hPa-Fläche wird durch die schwarzen Linien sichtbar und entspricht der jeweiligen Höhe über dem Boden in welcher der Luftdruck auf 500 hPa gefallen ist (Höhenangaben in Dekametern!). Der Luftdruck nimmt mit zunehmender Höhe wegen der nachlassenden Wirkung der Schwerkraft allmählich ab. Da warme Luft sich in der Vertikalen mehr ausdehnt als kalte Luft, geht in einer warmen mit zunehmender Höhe der Luftdruck langsamer zurück als in einer kalten Luftsäule. Das 500 hPa – Niveau wird dementsprechend auch erst in grösserer Höhe erreicht. Die 500 hPa – Fläche bildet somit eine Art „Landschaft“ mit „Bergen“ (Warmluft)und „Tälern“(Kaltluft). Die schwarzen Linien der 500 hPa – Fläche verbinden Orte miteinander, die jeweils in derselben Höhe liegen. Diese auch Isohypsen genannten Linien lassen den Verlauf der Höhenwinde und der Polarfront gut erkennen. Die Farben zeigen die Relative Topographie. Darunter versteht man die Darstellung des Höhenunterschiedes oder der Schichtdicke zwischen zwei isobaren Flächen, also Flächen in denen jeweils der gleiche Luftdruck herrscht. Hier sind es die 500 hPa (in etwa 5 km Höhe) und die bodennahe 1000 hPa Isobarenfläche (in etwa 50m Höhe). Dieser Höhenunterschied ist wiederum durch Isohypsen dargestellt. Gebiete mit geringen Schichtdicken entsprechen einer relativ niedrigen Lufttemperatur, Gebiete mit hoher Schichtdicke, also einem großen Abstand zwischen den beiden Isobarenflächen zeigen dagegen eine relativ höhere Lufttemperatur an. Die Temperaturen innerhalb der Schichten nehmen von violett, über blau, grün, gelb nach rot immer mehr zu. Darüber hinaus ist auf der Karte auch noch der jeweils herrschende Bodenluftdruck eingezeichnet. Man erkennt ihn an den weißen geschlossenen Linien, den Isobaren, die Orte gleichen Luftdrucks miteinander verbinden. Ein geringer Abstand zwischen den Isobaren zeigt eine großes Luftdruckgefälle an und umgekehrt. Der jeweilige Luftdruckwert ist bei den Isobaren eingetragen. Hoch- und Tiefdruckgebiete sind so auf einen Blick auszumachen. 

Wie können wir von der Höhenkarte nun aber auf das Wetter schliessen?

Im Winter ist der Temperaturgradient (Gradient = Gefälle) an der Grenze (Polarfront) zwischen polarer Kaltluft und der deutlich wärmeren Luft aus dem Süden (Tropenluft) besonders ausgeprägt. Das erkennt man sofort an den Farbunterschieden auf der Höhenkarte. Wegen der grösseren vertikalen Ausdehnung der Warmluft im Vergleich zur Kaltluft führt der Temperaturgradient zwischen beiden Luftmassen zu einem mit der Höhe immer weiter anwachsenden Luftdruckgradienten. Daraus resultiert ein zunächst polwärts gerichteter starker Höhenwind (Starkwindfeld, Jetstream), der aber von der Erdrotation (Corioliskraft) abgelenkt wird und deshalb von Westen nach Osten verläuft. Diese Windrichtung setzt sich oft bis zum Boden hin durch (Westwindzone). Kleine Unterschiede im Temperaturgradienten entlang der Polarfront sorgen automatisch auch für verschiedene Windgeschwindigkeiten innerhalb des Jetstreams. Die Luftströmungen im Jetstream werden immer turbulenter, bis bei Überschreiten einer kritischen Geschwindigkeit der ganze Jetstream zu mäandern beginnt (Rossby-Wellen). In den Wellenbergen (Hochkeilen) wird warme Luft polwärts transportiert, in den Wellentälern (Höhentrögen) polare Kaltluft in Richtung Äquator. Diese meridionale Zirkulation (meridional = entlang der Längenkreise) bringt einen Temperaturausgleich zwischen Polar- und Äquatorregion. Aus kleineren Turbulenzen aufgrund von Konvergenzen (Luftstauungen) und Divergenzen (Luftlöchern) innerhalb der Jetstreams entwickeln sich dynamische Hoch- und Tiefdruckgebiete, die Warm- und Kaltluft direkt miteinander verwirbeln. Die Hochdruckwirbel entstehen innerhalb der Hochkeile, die Tiefdruckwirbel dagegen innerhalb der Höhentröge. Die Zugbahnen der Hochs und Tiefs und damit auch das Wetter, werden vom Jetstream gesteuert. Umgekehrt beeinflussen beide Druckgebilde auch wieder das Verhalten des Jetstreams. Noch ein Grund, warum eine Wettervorhersage so schwierig zu berechnen ist!

In den aufwärts gerichteten Tiefdruckwirbeln wird die Luft gehoben, dehnt sich aus und kühlt dabei ab. Die Energie für die Ausdehnung stammt aus der Bewegungsenergie der Luftteilchen. Daher die Abkühlung! Ist die Luftfeuchtigkeit ausreichend hoch, dann bilden sich Quellwolken und sogar Gewitterwolken (Schlechtwetter).

In den abwärts gerichteten Hochdruckwirbeln sinken die Luftmassen grossflächig ab und erwärmen sich dabei, so dass  vorhandene Wolken sich auflösen oder Wolken sich von vorneherein gar nicht bilden können (Schönwetter).

Wenn die meridionale Zirkulation sehr ausgeprägt ist, der Jetstream also sehr stark mäandert, können seine Windgeschwindigkeiten so sehr abnehmen, dass die Höhenströmung teilweise ganz und gar zusammenbricht. Die davon betroffenen Hoch- und Tiefdruckwirbel werden sozusagen “eingefroren (”cut off“). Polwärts bildet sich ein neuer, zunächst nur schwach mäandernder Jetstream mit extrem hohen Windgeschwindigkeiten. Bei dieser zonalen Luftströmung (zonal = entlang der Breitenkreise) findet kaum ein Temperaturausgleich zwischen Warm- und Kaltluft statt. Der Temperaturgradient zwischen beiden Luftmassen nimmt deshalb wieder zu, bis der Jetstream wieder stärker mäandert, sich also erneut ein meridionales Zirkulationsmuster ausbildet. Da die “eingefrorenen” Tiefdruckwirbel bestehen aus einer Kaltluftlinse, die von warmer Umgebungsluft (auf der Warmluftseite) vollkommen eingeschlossen ist. Man nennt diese kalten Höhentiefs daher auch Kaltlufttropfen. Aufgrund der labilen Luftschichtung (kalte über warmer Luft) bildet sich eine Konvektionszelle, in der die warme Luft gehoben wird und dabei abkühlt, so dass es bei ausreichender Luftfeuchtigkeit zur Quellwolkenbildung kommt (s.o.). Kaltlufttropfen bewegen sich mit den bodennahen Winden und müssen dabei immer wieder den “eingefrorenen”, beinahe stationären Hochdruckwirbeln ausweichen (blockierende Hochdrucklage). Daher können die Zugbahnen der Kaltlufttropfen auch sehr weit südlich verlaufen.

Genau das sehen wir auch auf unserer Höhenkarte:

Bei der Iberischen Halbinsel liegt ein ausgedehnter Kaltlufttropfen, der sich von einem Höhentrog über Westeuropa gelöst hat und heftige Unwetter verursacht. Das zeigt auch sehr schön das folgende Infrarotbild des europäischen Wettersatelliten Meteosat:

Wetterlage am 15. Dezember 2008 (Satellitenbild)  Quelle: http://www.metoffice.gov.uk/

Die Infrarotaufnahme bildet die unsichtbare Wärmestrahlung ab, die vom Land, den Wasserflächen und den Wolken ausgeht. Warme Objekte erscheinen dunkel, kalte Objekte dagegen hell. Aus den Helligkeiten der Objekte ist somit ein direkter Rückschluss auf deren Temperatur möglich. Infrarotbilder gelingen auch in der Dunkelheit der Nacht, denn im Gegensatz zum sichtbaren Licht ist die Wärmestrahlung immer vorhanden. Quellwolken, die sich bis in große Höhen auftürmen sind wegen der mit der Höhe abnehmenden Lufttemperatur an ihrer Oberseite relativ kalt und erscheinen daher hell. Dasselbe gilt für die nur in großer Höhe entstehenden Eiswolken. Niedrige Wolken sind dagegen schon fast genauso warm wie die Erdoberfläche darunter und erscheinen somit ähnlich dunkel.

Ein weiterer Höhentrog liegt über Russland östlich des Schwarzen Meeres. Der Jetstream hat 4 Rossby-Wellen, ein Schwingungsmuster, was mit einer gewissen Wahrscheinlichkeit für eine eher stabile Wetterlage spricht. Höhere Wellenzahlen deuten dagegen auf wechselhaftes Wetter hin, weil Höhentröge und Hochkeile dann recht schnell um den Globus wandern. Die Zirkulation über Europa ist eher meridional geprägt, über Nordamerika und dem Nordatlantik dagegen eindeutig zonal.

Heute

Die Wetterlage hat sich von Gestern auf Heute, wie zu erwarten, nur wenig geändert. Das erkennt man auch an der zum Vortag sehr ähnlichen Höhenkarte:

Wetterlage am 16. Dezember 2008 (Höhenkarte)  Quelle: http://www.wetter3.de/

Das Zirkulationsmuster ist gleich geblieben. Nur der Kaltlufttropfen bei der Iberischen Halbinsel hat sich ein wenig nach Osten verlagert. Die Unwetter in seinem Einflussbereich halten an. Das Infrarotbild von Meteosat zeigt eindrucksvoll die damit einhergehende Wolkenbildung, die einen schönen Wirbel hervorgebracht hat:

Wetterlage am 16. Dezember 2008 (Satellitenbild)  Quelle: http://www.metoffice.gov.uk/

Bemerkenswert ist auch das Tief bei Island (Islandtief), welches aus nordwestlicher Richtung im Gegenuhrzeigersinn polare Kaltluft heranführt. Man erkennt diese an der zellularen Bewölkung, die entsteht, weil die Kaltluft über die relativ warme Wasseroberfläche des Atlantik strömt und sich dabei an ihrer Unterseite erwärmt. Dadurch bilden sich mächtige Konvektionszellen, in denen die Luft gehoben wird und dabei abkühlt. Da über dem Wasser die Luft immer genug Feuchtigkeit enthält, bildet sich hochreichende Quellwolken, deren Anordnung die einzelnen Konvektionszellen widerspiegelt.

Vorausberechnetes Wetter

Wir machen nun einen Zeitsprung in die Zukunft, an die äusserste Grenze der brauchbaren Vorhersagbarkeit, bis an den „Ereignishorizont“ des Rechenmodells sozusagen. Dieser „Ereignishorizont“ liegt beim 23. Dezember 2008, einen Tag vor Heiligabend und 2 bzw. 3 Tage vor Weihnachten. Schauen wir uns die dazugehörige Höhenkarte nun näher an:

Wetterlage am 23. Dezember 2008, dem „Ereignishoritzont“ des Rechenmodells (Höhenkarte)  Quelle: http://www.wetter3.de/

Auch über Europa ist nun die Zirkulation nach Auflösung der beiden Höhentröge über Westeuropa und Russland zonal geworden! Der Jetstream rast nahezu breitenkreisparallel über den Norden der Britischen Inseln, über Südskandinavien und dann weiter über das nördliche Russland. Die Zugbahnen der dynamischen Tiefdruckgebiete, die allein uns Schneefall zu Weihnachten bescheren könnten, verlaufen zu weit nördlich. Es wird also wohl nichts mit Schneefällen über Weihnachten!

West-, Mittel- und Osteuropa liegen unter einem zusammengesetzten, sehr ausgedehnten, vom Atlantik bis weit nach Russland hineinreichenden Hochdruckgebiet.

Hochdruckgebiete bringen schönes Wetter, so könnte man meinen, und im Prinzip stimmt das auch (s.o.). Aber im Winter gibt es leider einen Haken: Zwar kommt es zu der hochdrucktypischen Absinkbewegung der Luftmassen, wobei die Luft komprimiert wird und sich deshalb erwärmt. Da der Erdboden im Winter jedoch nachts stark auskühlt, sind auch die bodennahen Luftschichten entsprechend kalt und halten die absinkende warme Luft auf. Es kommt zu einer sogenannten Absinkinversion, bei der die warme wie ein Deckel auf der kalten Luft liegt. Kalte Luft nimmt nur relativ wenig Feuchtigkeit auf, so dass sehr schnell die Sättigung erreicht wird und Kondensation einsetzt. Es bilden sich also sehr leicht ausgedehnte Nebelfelder. Im Laufe des Tages erwärmt die Sonne den Erdboden und dieser wiederum die Luftschichten darüber. Die Kraft der schwachen Wintersonne reicht aber vielerorts nur aus, um die Bodenebel aufzulösen. Übrig bleibt der Hochnebel. Die vorhergesagten bodennahen Temperaturen:

Wetterlage am 23. Dezember 2008, dem „Ereignishoritzont“ des rechenmodells (bodennahe Temperaturen)  Quelle: http://www.wetter3.de/

Das Modell rechnet zwar nur bis zum 23. Dezember 2008. Da aber nach wie vor der Jetstream die Wellenzahl 4 hat, ein deutlicher Hinweis, für eine recht stabile Wetterlage, kann man doch mit einiger Berechtigung das, was für den 23. Dezember zutrifft, auch auf die kommenden Weuhnachtsfeiertage übertragen.

Fazit

Das Weihnachtswetter wird also nach dem amerikanischen Rechenmodell in tieferen Lagen feuchtkalt und neblig sein. Im Gebirge, in Höhenlagen oberhalb der Inversion, da hält die Hochdrucklage jedoch auch im Winter, was sie verspricht. Es ist sonnig, mild und trocken. Schon seit den ersten Wintereinbrüchen liegt überall Schnee. Bei ausgezeichneter Fernsicht fällt der Blick auch auf die weiter unten liegenden Hochnebelfelder. Eine weisse Winterlandschaft zu Weihnachten, im Flachland nur ein Wunschtraum, wird hier Wirklichkeit, denn bei den vorangegangenen Wintereinbrüchen ist der Schnee bereits gefallen.

Jens Christian Heuer