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Sonnenschein und Unwetter – Die Wetterlage am 28. Juli 2008

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Seit Ende letzter Woche hat das Wetter in Mitteleuropa ein doppeltes Gesicht: Strahlend blauer Himmel mit gelegentlichen Schönwetterwolken, aber dann immer wieder auch dunkle, aufquellende Gewitterwolken und sintflutartige Niederschläge, die besonders im Südwesten Deutschlands Überschwemmungen und große Schäden verursachten. Schauen wir uns die Wetterlage von heute auf einer Aufnahme des europäischen Wettersatelliten Meteosat näher an:

Wetterlage am 28. Juli 2008 um 17:00 Uhr UTC Das Foto im Bereich des sichtbaren Lichts wurde von Meteosat aufgenommen. Der europäische Wettersatellit umkreist die Erde in einer so großen Entfernung, daß er sich mit der gleichen Winkelgeschwindigkeit bewegt, mit der sich die Erde um ihre eigene Achse dreht. Dadurch „steht“ der Satellit immer genau über demselben Ort auf der Erdoberfläche, ist also geostationär. Quelle: http://www.metoffice.gov.uk/

Über dem Nordatlantik befindet sich ein ausgedehnter Höhentrog mit einem Tief südwestlich von Island und einem Tief bei den Britischen Inseln, die beide gut sichtbare Frontensysteme ausgebildet haben. Über Mitteleuropa liegt ein Hochkeil (Höhenrücken) mit einem ausgedehnten Hochdruckgebiet mit Zentrum über Skandinavien. An der Grenze zwischen Höhentrog und Hochkeil treffen südwestliche und östliche Luftströmungen unterschiedlicher Temperatur zusammen. In dieser Konvergenz- und Frontalzone bilden sich zahlreiche Gewitterzellen und aus Wellenstörungen sogar richtige kleine Tiefs.

Eine Stunde später machte Meteosat eine Infrarotaufnahme, auf der die Gewitterzellen als dicke helle Flecken besonders deutlich hervortreten.

Wetterlage am 28. Juli 2998 18:00 Uhr UTC 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 (Cumulus), die sich bis in große Höhen auftürmen wie ganz besonders die Gewitterwolken (Cumulonimbus), 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 (Cirrus). Die Wolken in niedrigen Höhen sind dagegen jedoch schon fast genauso warm wie die Erdoberfläche darunter und erscheinen somit ähnlich dunkel. Quelle: http://www.metoffice.gov.uk/

Dazu passend auch die Höhenkarte des amerikanischen Wetterdienstes mit der aktuellen Wetterlage:

Wetterlage am 28. Juli 2008 um 18:00 Uhr UTC Die Farbschattierungen in der Höhenkarte des amerikanischen Wetterdienstes, der sich noch genauere Informationen über die Wetterlage entnehmen lassen, zeigen an, in welcher Höhe der Luftdruck auf 500 hPa zurückgegangen ist (Höhenangaben in Dekametern!). Da sich warme Luft mehr ausdehnt als kalte Luft, sinkt auch der Luftdruck dementsprechend langsamer mit zunehmender Höhe. Je wärmer also die Luft umso größer die Höhe in der der Luftdruck auf 500 hPa gesunken ist. Man erhält in einer zusammenfassenden Kartendarstellung dann eine 500 hPa-Fläche in Form einer “Landschaft” mit “Bergen” und “Tälern”. In den roten, orangefarbenen und gelben Bereichen befindet sich die warme Luft, deren Temperatur von gelb nach rot zunimmt; in den grünen, blauen und violetten Bereichen hingegen die kalte Luft, mit von grün über blau nach violett sinkender Temperatur. Die Isobaren des Bodenluftdrucks sind als weiße geschlossene Linien eingezeichnet. Isobaren verbinden die Orte gleichen Luftdrucks miteinander. Geringe Abstände zwischen diesen zeigen ein großes Luftdruckgefälle an und umgekehrt. Die Luftdruckwerte sind auf den Isobaren eingetragen. Die Zahlen auf der 500 hPa-Fläche zeigen die jeweils herrschenden Temperaturen an. Die schwarze Linie markiert den Verlauf der Polarfront, wo die Temperaturgegensätze am größten sind. Quelle: www.wetterzentrale.de

Die Höhenkarte ist das Ergebnis einer Vorausberechnung des Wetters bis 18:00 Uhr UTC mit einem Computermodell, ausgehend von der Wetterlage um 12:00 Uhr UTC . Die Luftmassen mit ihren unterschiedlichen Temperaturen und die Höhenströmung mit einem Hochkeil, eingerahmt von zwei Höhentrögen sind gut zu erkennen und damit auch den schon oben beschriebenen Charakter der aktuellen Wetterlage.

Zu guter Letzt noch eine Infrarotaufnahme der ganzen Erde, ebenfalls von Meteosat. Sie zeigt die wichtigsten Grundmuster des aktuellem Wettergeschehens im Überblick, auch jenseits von Europa:

Wetterlage am 28. Juli 2008 um 15:00 Uhr UTC Quelle: EUMETSAT

Auf der Nord- und auf der Südhalbkugel sind jeweils in mittleren Breiten dynamische Tiefs mit ihren Frontensystemen erkennbar, welche tropische Warmluft und polare Kaltluft miteinander verwirbeln. Wegen des großen Temperaur- und Druckgradienten (Warmluft hat eine größere Ausdehnung als Kaltluft, so daß in einer Luftsäule mit zunehmender Höhe der Luftdruck dementsprechend langsamer zurückgeht!) entstehen starke polwärts gerichtete Höhenwinde, die unter dem Einfluß der Erdrotation (Corioliskraft) zu Westwinden umgelenkt werden, die sich bis zum Boden hin durchsetzen (Westwindzonen). In den Bereichen mit den größten Temperaturgradienten erreichen die Höhenwinde innerhalb der Westwindzonen eine maximale Geschwindigkeit (Jetstream). Aus  Divergenzen (Luftverdichtungen aufgrund von Strömungsschwankungen) in den mehr oder weniger stark mäandernden Jetstreams entwickeln sich die dynamischen Tiefs.  Aus Konvergenzen (Luftverdünnungen) entstehen dagegen dynamische Hochs, in denen die Luft absinkt und sich dabei erwärmt, darunter auch die Subtropenhochs. Infolgedessen bilden sich dort nur wenige Wolken, es ist  heiß und trocken (Wüstengebiete). Besonders auffällig ist die intensive Wolkenbildung über den Tropen. Hier, im Bereich der Innertropischen Konvergenzzone (ITCZ), einer Tiefdruckrinne, strömen die stark erwärmten Luftmassen aus den Subtropenhochs von Nord- und Südhalbkugel zusammen (Konvergenz), werden dadurch gehoben und kühlen dabei ab. Es ist demzufolge feucht, wolken- und niederschlagsreich (moist cloudy regions). Die Innertropische Konvergenzzone (ITCZ) bleibt nicht ortsfest am Äquator, sondern wandert in Abhängigkeit vom Sonnenstand und damit von den Jahreszeiten abwechselnd in Richtung einer der beiden Pole. Dadurch gibt es in den Tropen eine regelmäßige Abfolge von Regenzeiten im Sommer (Monsun) und Trockenzeiten im Winter.

Über einer ausreichend warmen Wasseroberfläche, die genug latente Wärme (Kondensationswärme) liefert, kann sich aus einigen Tiefs der Innertropischen Konvergenzzone auch ein tropischer Wirbelsturm entwickeln, aber nur während der Monate, in denen sich die Innertropische Konvergenzzone weit genug weg vom Äquator befindet. Nur dann ist die Corioliskraft für die Herausbildung einer  Wirbelstruktur hinreichend stark. Auslösend für die  Entstehung tropischer Wirbelstürme sind Konvergenzen (Luftverdichtungen) innerhlb des African Easterly Jets, eines kräftigen mittelhohen  Ostwindes. Dieser wird durch den Temperaturgegensatz zwischen der heißen Saharaluft und der vergleichsweise kühleren Luft über dem tropischen Regenwald und einem dementsprechend von Nord nach Süd gerichteten Luftdruckgefälle (Warme Luft dehnt sich mehr aus als kalte Luft. Der Luftdruck in einer Luftsäule warmer Luft nimmt deshalb von unten nach oben langsamer ab als der Luftdruck in einer Luftsäule kalter Luft!) angetrieben (Gradientenkraft). Wegen der Corioliskraft wird aus dem ursprünglichen südwärtsgerichteten Nordwind ein Ostwind, der African Easterly Jet (Urpassat), der bis in relativ bodennahe Luftschichten hinab reicht, dann aber wegen der Bodenreibung zunehmend in einen Nordostwind ((Nordostpassat) übergeht. Erreicht der  African Easterly Jet, welcher bis weit über den Atlantik reicht, eine kritische Strömungsgeschwindigkeit, so beginnt er zu mäandern. Es entstehen Rossby-Wellen mit Wellenbergen (Tröge), die kühle Luft enthalten und Wellentälern (Rücken) mit warmer Luft. Das verursacht Strömungsschwankungen im African Easterly Jet: Aus Divergenzen (Luftverdünnungen) entstehen bodennahe Hochs mit absinkender Luft, die sich dabei erwärmt, denn die Luft wird von oben angesaugt. Wolken lösen sich auf (Schönwetter). Im Bereich der Konvergenzen (Luftverdichtungen) wird die Luft jedoch gehoben und kühlt die Luft ab, so daß eine sich selbst verstärkende Wolkenbildung einsetzt und  ein  bodennahes Tief entsteht  (Schlechtwetter). Oberhalb des African Easterly Jet herrschen starke Westwinde vor, weil in größeren Höhen die Luft über dem tropischen Regenwald durch die bei der Wolkenbildung frei werdende Kondensationswärme (latente Wärme) noch deutlich wärmer ist als die praktisch wolkenfreie Luft über der Sahara, deren Temperatur mit zunehmender Höhe hier deutlich schneller zurückgeht. Der Temperaturgegensatz in niedriger und mittlerer Höhe kehrt sich also weiter oben  um und damit auch die Richtung der Winde.

 Jens Christian Heuer

Written by jenschristianheuer

28 Juli, 2008 at 21:51 pm

Abrupter Klimawandel in der Antarktis

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Noch vor 14 Millionen Jahren war es in der Antarktis viel wärmer als heute. Das belegen neueste Fossilienfunde in einem der Trockentäler der Ostantarktis. Dort fand ein internationales Forscherteam der Universität Leicester, dem British Geological Survey, der Queen Mary University of London sowie den amerikanischen Universitäten Boston und North Dakota State die gut erhaltenen, versteinerten Überreste von winzig kleinen, nur milimetergroßen Süßwassermuschelkrebschen in einem ehemaligen See. Die Fossilien, bei denen sogar noch die Weichteile erhalten sind, wurden inzwischen auf ein Alter von 14 Millionen Jahren datiert und belegen, daß es in der damaligen Zeit in der Antarktis wesentlich wärmer war als heute. Unter den heutigen Bedingungen mit einer Jahresdurchschnittstemperatur von -25°C hätten die kleinen Tierchen keine Überlebenschancen.

 

Muschelkrebse (links: lebendes Exemplar, rechts: eines der Fossilien aus der Ostantarktis) besitzen ein stabiles Gehäuse aus zwei Kalkschalen, die über ein Gelenk miteinander verbunden sind und sind kaum 1mm groß. Die Fossilien aus der Ostantarktis sind außergewöhnlich gut erhalten, so daß nicht nur die Kalkschalen, sondern auch die Weichteile noch gut erkennbar sind. Quellen: http://www.plingfactory.de/   und http://www.scinexx.de/

Kurz nachdem die jetzt gefundenen Muschelkrebschen lebten, wandelte sich das antarktische Klima dann allerdings drastisch. Nach einem plötzlichen Temperatursturz vereiste praktisch der gesamte Kontinent. Das ergibt sich wiederum aus Untersuchungen eines Wissenschaftlerteams der Universität Kiel und des DFG – Forschungszentrums Ozeanränder in Bremen. Diese untersuchten winzige kalkschalentragende Meeresorganismen, die aus Bohrkernen stammen, welche im Pazifik vor der Küste Perus und vor Hongkong gewonnen wurden. Aus den Kalkschalen lassen sich also die klimatischen Bedingungen während ihrer Bildung recht gut ableiten: So bestimmte man beispielsweise das Verhältnis von Barium zu Calcium. Barium kommt in den Kalkschalen immer dann vor, wenn es einen Süßwassereintrag gegeben hat und das ist immer dann der Fall, wenn es starke Niederschläge gegeben hat. Barium ist das 14.häufigste (!) Element der Erdkruste und wird durch Niederschläge aus den Gesteinen (bis zu 0,2%!) ausgewaschen und gelangt so mit dem Süßwasser der Flüsse ins Meer. Das Salzwasser der Meere enthält dagegen nur winzigste Anteile an Barium (10-20 Milliardstel). Die Niederschlagshäufigkeit und -stärke lässt dann wiederum indirekte Rückschlüsse auf die jeweils herrschenden Temperaturen zu. Aber es gibt auch noch ein direktes Thermometer: Sauerstoff kommt in unterschiedlichen Isotopen vor, die zwar chemisch gleich sind, sich im Gewicht aber unterscheiden. Die beiden wichtigsten Varianten sind das leichte O16 – das den Löwenanteil ausmacht – und das schwere O18. Wasser mit der leichteren Form (Isotop O16) verdunstet eher als Wasser mit der schwereren Form (Isotop O18), so daß sich das schwerere Isotop O18 im Wasser und damit später auch in den Kalkschalen temperaturabhängig anreichern kann. Bei niedrigen Temperaturen verdunstete fast nur Wasser mit O16, und gelangte durch Schneefälle auf den wachsenden antarktischen Eisschild. Bei höheren Temperaturen kam dagegen auch immer mehr Wasser mit O18 hinzu. Das O16/O18 – Verhältnis ist also ein guter Temperaturanzeiger.

Vor dem abrupten Klimawandel in der Antarktis war die Erdachse relativ stark geneigt. Das ergab wegen des hohen Sonnenstandes warme Sommer in denen das Eis in der Antarktis wegschmolz, aber im Gegenzug auch kalte Winter, die jedoch niederschlagsarm waren. Dann wurde der Neigungswinkel der Erdachse plötzlich geringer, was den abrupten Klimawandel hervorrief. Die Sommer wurden nun kühler, so daß das Eis der Antarktis nicht mehr komplett wegschmelzen konnte. Die Winter wurden dafür milder und deswegen auch niederschlagsreicher. Starke Schneefälle vergrößerten den kontinentalen Eisschild der Antarktis. Das wachsende Eis reflektierte dementsprechend stärker das Sonnenlicht, so daß es noch kälter wurde (positive Eis-Albedo-Rückkopplung). Die Abkühlung wurde nach Ansicht der Wissenschaftler über einen Rückgang der Konzentration des Treibhausgases CO2 in der Erdatmosphäre global wirksam, denn in dem abgekühlten Wasser des Südpolarmmeeres konnte sich mehr CO2 lösen, welches dann in der Luft fehlte.  

Ebenso gut könnten aber auch die Wolken eine Globalisierung der Abkühlung bewirkt haben: Wird es nämlich kälter, so gibt es auch weniger Niederschläge. Bei größerer Trockenheit wird die Luft staubiger und damit gibt es auch mehr Kondensationskeime für Wolken. Das fördert natürlich direkt die Wolkenbildung. Außerdem werden die Wolken auch noch heller, da sich wegen der vermehrten Kondensationskeime in der Luft mehr und kleinere Wolkentröpfchen bilden. Insgesamt gesehen wird deutlich mehr Sonnenlicht durch mehr und hellere Wolken in den Weltraum reflektiert als zuvor. Damit wird es global gesehen kälter.

Ein weiterer Effekt unterstützt diese Abkühlung noch: Mit den abnehmenden Temperaturen des Oberflächenwassers der Ozeane, infolge der globalen Abkühlung, findet eine bessere Duchmischung mit dem kalten, mineralstoff- und nährstoffreichen Tiefenwasser statt. Das Algenwachstum in den oberflächennahen Wasserschichten, wo es dafür hell genug ist, nimmt bei einem größeren Mineral- und Nährstoffangebot deutlich zu. Algen produzieren wiederum Sulfataerosole, die ebenfalls gute Kondensationskeime für Wolken sind.

Die starke Vereisung der Antarktis währte etwa 80.000 Jahre, ein geologisch gesehen kurzer Zeitraum. Der Übergang von einem warmen zu einem sehr kalten Klima vollzog sich, wie oben schon angedeutet, aber wohl wesentlich schneller. Wie schnell es gehen könnte, lässt sich vielleicht beantworten, wenn man zwei abrupte Klimaumschwünge aus historischer Zeit betrachtet, welche ebenfalls durch Änderungen  der Erdachsneigung ausgelöst wurden. Vor rund 10.000 Jahren verwandelte sich die Sahara durch eine erhöhte Erdachsneigung innerhalb weniger Generationen in eine blühende Savannenlandschaft, weil sie nun der weiter nach Norden vordringende Monsunregen  erreichte, um dann vor etwa 6000 Jahren durch eine Verringerung der Erdachsneigung wieder zur Wüste zu werden(http://www.stern.de/wissenschaft/natur/566139.html  und http://www.wissenschaft.de/wissenschaft/hintergrund/173159.html).

Jens Christian Heuer   

Quellen: http://www.scinexx.de/ und http://idw-online.de/

Written by jenschristianheuer

25 Juli, 2008 at 23:15 pm

Veröffentlicht in Jens Christian Heuer, Klimaforschung

Unwetter über Norddeutschland

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Am Morgen des 21. Juli 2008 kam es über Norddeutschland zu ungewöhnlich heftigen Regenfällen und Gewittern. Wie es dazu kam, darauf gibt das folgende Satellitenbild die ersten Hinweise:

Über der Nordsee hat sich ein kalter Höhentiefdruckwirbel mit kommaförmiger Wolkenstruktur gebildet. Die hellblauen Linien sind Isobaren, welche Orte miteinander verbinden, wo der gleiche Luftdruck herrscht. So lassen sich Hoch- und Tiefdruckgebiete leichter erkennen. Quelle: http://www.nrlmry.navy.mil/sat-bin/over.cgi

Über der Nordsee bildete sich schon am 20. Juli 2008 in der Höhe ein kalter Tiefdruckwirbel, seinerseits ein Abkömmling eines dynamischen Tiefs in einem Höhentrog. Bei diesem Tief verselbstständigte sich die Höhenkaltluft gegenüber dem dynamischen Prozeß. Die „abgespaltene“ Kaltluft bildete einem Wirbel und bewegte sich als kaltes Höhentief nur noch langsam weiter, währenddessen das dynamische Tief sich mit dem weiterwandernden Trog schnell ostwärts bewegte. Eine gute Übersicht der Wetterlage gibt die Höhenkarte des amerikanischen Wetterdienstes:

Wetterlage am 21.Juli 2008 um 00:00 Uhr UTC: Die Farbschattierungen zeigen an, in welcher Höhe der Luftdruck auf 500 hPa zurückgegangen ist (Höhenangaben in Dekametern!). Da sich warme Luft mehr ausdehnt als kalte Luft, fällt auch der Luftdruck dementsprechend langsamer mit zunehmender Höhe. Je wärmer also die Luft umso größer die Höhe in der der Luftdruck auf 500 hPa gesunken ist. Man erhält in einer zusammenfassenden Kartendarstellung dann eine 500 hPa-Fläche in Form einer “Landschaft” mit “Bergen” und “Tälern”. In den roten, orangefarbenen und gelben Bereichen befindet sich die warme Luft, deren Temperatur von gelb nach rot zunimmt; in den grünen, blauen und violetten Bereichen hingegen die kalte Luft, mit von grün über blau nach violett sinkender Temperatur. Die Isobaren des Bodenluftdrucks sind als weiße geschlossene Linien eingezeichnet. Isobaren verbinden die Orte gleichen Luftdrucks miteinander. Geringe Abstände zwischen diesen zeigen ein großes Luftdruckgefälle an und umgekehrt. Die Luftdruckwerte sind auf den Isobaren eingetragen. Die Zahlen auf der 500 hPa-Fläche zeigen die jeweils herrschenden Temperaturen an. Die schwarze Linie markiert den Verlauf der Polarfront, wo die Temperaturgegensätze am größten sind, denn an der Polarfront treffen tropische Warmluft und polare Kaltluft aufeinander. Dem Temperaturgegensatz entspricht ein mit der Höhe zunehmendes Druckgefälle von der Warm- zur Kaltluft. Unter dem Einfluß der Erdrotation entsteht ein kräftiger westlicher Höhenwind, der Jetstream. Aus Divergenzen in dem mehr oder weniger stark mäandernden Jetstreams entwickeln sich dynamische Tiefs, welche tropische Warmluft und polare Kaltluft miteinander verwirbeln. Aus Konvergenzen entstehen dagegen dynamische Hochs, darunter auch die Subtropenhochs.  Quelle: http://www.wetterzentrale.de/

Am Morgen des 21. Juli 2008 erreichte das Höhentief Norddeutschland.

Wetterlage am 21.Juli 2008 um 06:00 Uhr UTC: 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 (Cumulus), die sich bis in große Höhen auftürmen wie ganz besonders die Gewitterwolken (Cumulonimbus), 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 (Cirrus). Die Wolken in niedrigen Höhen sind dagegen jedoch schon fast genauso warm wie die Erdoberfläche darunter und erscheinen somit ähnlich dunkel. Quelle: http://www.metoffice.gov.uk/

Das kalte, allseitig von relativ warmer Luft umgebene Höhentief (Kaltlufttropfen) brachte eine labile Luftschichtung. Die Kaltluft „stürzt“ dabei von oben nach unten, die wärmere Luft bekommt Auftrieb und es entstehen Konvektionszellen. Durch die Hebung, der von der Meeresoberfläche angefeuchteten Luftmassen bilden sich Quellwolken (Cumulus), darunter auch viele hochreichende Gewitterwolken (Cumulonimbus). Im Einflussgebiet des kalten Höhentiefs gibt es dann heftige Unwetter mit Starkregen und Gewittern. Da die bei der Wolkenbildung freigesetzte Kondensationswärme (latente Wärme) ihrerseits wieder die Wolkenbildung antreibt, verhält sich diese stets bis zu einem gewissen Grade selbstverstärkend. Der sich dabei am 21. Juli 2008 entwickelnde Tiefdruckwirbel mit Kommaform war in Erscheinungsbild und Entstehungsweise ein Polartief.

Jens Christian Heuer

Written by jenschristianheuer

21 Juli, 2008 at 22:30 pm

Wirbelsturm über der Nordsee?

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Am 11. Juli 2008 entwickelte sich über der Nordsee östlich von Schottland über einige Stunden lang eine Wirbelstruktur von etwa 200 km Durchmesser, die ähnlich wie ein tropischer Wirbelsturm (Hurrikan) ein Auge ausbildete. Auf der Aufnahme des amerikanischen Wettersatelliten NOAA 18 ist das sehr schön zu sehen:

Der „Wirbelsturm“ über der Nordsee östlich von Schottland hat ein Auge in seinem warmen Zentrum ausgebildet. Der Wirbel über dem nördlichen Skandinavien ist dagegen ein „normales“ dynamisches Tief mit einem kaltem Zentrum und einem deutlich ausgeprägten Frontensystem. Quelle: http://wekuw.met.fu-berlin.de/~SatellitenDaten/

Es scheint sich nicht um ein „normales“ dynamisches Tief zu handeln, so wie es uns in Europa vertraut ist, denn in seinem Zentrum befindet sich ein Auge, wo sich die Wolken auflösen, was darauf hindeutet, daß die Luft hier absinkt. Das Zentrum des Tiefs ist also warm! Dynamische Tiefs haben hingegen immer ein kaltes Zentrum! Hinzu kommt noch die symmetrische Struktur des Wirbels, die keine eindeutige Frontenbildung erkennen lässt.

Exkurs: Wichtige Eigenschaften und Unterschiede zwischen dynamischen Tiefs (Cyclonen) und tropischen Wirbelstürmen (Hurrikane, Taifune)

Dynamische Tiefdruckgebiete entstehen an der Fronalzone (Polarfront), wo tropische Warmluft und polare Kaltluft aufeinander treffen. Die beiden Luftmassen strömen wegen der Ablenkung durch die Erdrotation (Corioliskraft) in entgegengesetzten Richtungen aneinander vorbei. Da der Luftdruck in warmer Luft mit zunehmender Höhe langsamer abnimmt als in kalter Luft, ergibt sich aus dem Temperaturgefälle zwischen tropischer Warmluft und polarer Kaltluft ein mit der Höhe immer größer werdendes Luftdruckgefälle (Druckgradient). Daraus resultiert eine Gradientenkraft, die einen starken, polwärts gerichteter Höhenwind hervorruft, welcher durch die von der Erdrotation (Corioliskraft) zu einem Westwind abgelenkt wird (Jetstream). Die Temperaturgegensätze (Temperaturgradienten)zwischen Warm- und Kaltluft sind an den verschiedenen Abschnitten der Polarfront aber nicht überall gleich, so daß dementsprechend auch im Jetstream die Windgeschwindigkeiten  schwanken (Fluktuationen). Dadurch fängt der Jetstream ab einer kritischen Strömungsgeschwindigkeit an zu mäandern und es entstehen Rossby-Wellen. Die Wellenberge (Höhenrücken, Hochkeile) enthalten tropische Warmluft, die Wellentäler (Höhentröge) dagegen polare Kaltluft Die Rossby-Wellen verstärken ihrerseits die Fluktuationen im Jetstream. Die Höhenströmung wird abwechselnd beschleunigt und wieder abgebremst. Auf der Rückseite eines Troges (die Westseite bei einem von West nach Ost gerichteten Jetstream) wird die Luft abgebremst, denn die Luftteilchen erfahren neben der Gradientenkraft eine Zentrifugalkraft in genau die entgegengesetzte Richtung. Der Jetstream wird langsamer und durch die noch mit  größerer Geschwindigkeit nachfolgende Luft gibt es eine Luftverdichtung (Konvergenz). Die Luftsäule in diesem Bereich gewinnt an Masse, so daß der Bodenluftdruck steigt. Die Luft weicht ringsherum nach außen aus (Divergenz am Boden) und es bildet sich ein abwärts gerichteter Hochdruckwirbel. Auf diese Weise entstehen die dynamischen Hochdruckgebiete (Anticyclonen), die sich auf der Nordhalbkugel (Südhalbkugel)wegen der Corioliskraft im Uhrzeigersinn (Gegenuhrzeigersinn)drehen und äquatorwärts ausscheren. Da die Luft in einem solchen Hochdruckgebiet nach unten sinkt und sich dabei erwärmt, wird die Wolkenbildung erschwert und vorhandene Wolken lösen sich größtenteils auf.

Auf der Vorderseite eines Troges (die Ostseite bei einer von West nach Ost gerichteten Höhenströmung) nimmt die Strömungsgeschwindigkeit wieder zu, da die abbremsende Zentrifugalkraft wegfällt. Die mit einer noch geringeren Geschwindigkeit nachfolgende Luft kommt nicht hinterher und es kommt zu einer Luftverdünnung (Divergenz). Die Luftsäule in diesem Bereich verliert an Masse und der Bodenluftdruck fällt. Die Luft strömt von ringsherum herbei (Konvergenz am Boden) und es bildet sich ein aufwärts gerichteter Tiefdruckwirbel. Die Luft im Zentrum des Tiefdruckwirbels wird gehoben, kühlt dabei ab und bei ausreichender Luftfeuchtigkeit bilden sich Wolken. Das Zentrum eines dynamischen Tiefs ist also immer kalt! Auf diese Weise entstehen die dynamischen Tiefdruckgebiete (Cyclonen), die sich auf der Nordhalbkugel (Südhalbkugel) wegen der Corioliskraft im Gegenuhrzeigersinn (Uhrzeigersinn)drehen und polwärts ausscheren. Das horizontale Temperaturgefälle (Temperaturgradient) zwischen tropischer Warmluft und polarer Kaltluft an der Frontalzone ist also letztendlich der Antrieb für die Bildung dynamischer Tiefdruckgebiete!

Durch die von ihrem Tiefdruckzentrum ausgehende Drehbewegung stößt warme Luft polwärts gegen die Kaltluft vor (Warmfront), und im Gegenzug stößt kalte Luft äquatorwärts gegen die Warmluft (Kaltfront) vor. Diese Frontenbildung ist ein typisches Merkmal dynamischer Tiefs! An der Warmfront, wo die warme Luft langsam über die kältere Luft nach oben gleitet, bilden sich Schichtwolken, und es fängt häufig über längere Zeit an zu regnen (Landregen). In größeren Höhen, wo es kälter ist, bilden sich Eiswolken (Cirrus). Die Kaltfront und die dahinter befindliche Kaltluft bewegen sich wesentlich schneller als die vorauseilende Warmluft, die wegen ihrer Aufstiegstendenz eine schwächer ausgeprägte Vorwärtsbewegung hat. Die Warmluft wird so nach und nach von der herannahenden Kaltluft durchdrungen, erfährt dabei, da sie leichter ist, einen starken Auftrieb (labile Luftschichtung), und es bildet sich eine ausgeprägte Quellbewölkung. Bei kräftigen Winden kommt es zu sehr heftigen Regenschauern, oft auch zu Gewittern mit Hagel. Der Warmluftsektor wird nach und nach zusammengeschoben. Warm- und Kaltfront vereinigen sich dabei zu einer Mischfront (Okklusion) bis der Warmluftsektor völlig verschwunden ist. Dynamische Tiefdruckgebiete verwirbeln also tropische Warmluft und polare Kaltluft miteinander und sorgen damit für einen gewissen Temperaturausgleich zwischen der Äquatorregion und  den Polen.

Später löst sich das Tief dann ganz auf. Die durchschnittliche Lebensdauer liegt bei knapp einer Woche. Dieses recht lange Überleben ist nur möglich, weil die von der Erdrotation verursachte, die Luftströmungen ablenkende Corioliskraft dafür sorgt, daß der Druckausgleich zwischen Hoch- und Tiefdruckgebieten nicht auf geradem, direktem Wege erfolgen kann.

Tropische Wirbelstürme entstehen normalerweise nur über offenem Wasser und auch immer nur dann, wenn die Wassertemperatur ausreichend hoch (mindestens 26°C) und die Luft darüber kalt genug ist. Je  wärmer das Meerwasser ist, d.h. je mehr Wasser verdunstet, umso mehr Energie steht dem Wirbelsturm zur Verfügung: Die über dem Wasser erwärmte, feuchte Luft wird gehoben und kühlt dabei ab. Kältere Luft kann weniger Feuchtigkeit aufnehmen, so daß in der aufsteigenden Luft schließlich Wolkenbildung einsetzt. Dabei wird fortlaufend die für die Verdunstung des Wassers zuvor verbrauchte Energie (latente Wärme) als Kondensationswärme wieder freigesetzt. Das wiederum verstärkt den Auftrieb der Luft, die solange weiter aufsteigt,wie sie noch eine höhere Temperatur als die Umgebungsluft hat. Ein hohes vertikales Temperaturgefälle (Temperaturgradient) ist als Antrieb für den sich selbst verstärkenden Prozeß  der Wolkenbildung und damit letztendlich auch für die Entstehung des tropischen Wirbelsturms entscheidend! Horizontale Temperaturunterschiede, also Frontalzonen zwischen warmen und kalten Luftmassen gibt es dagegen nicht! Wichtig ist, daß genug latente Wärme durch Wasserverdunstung nachgeliefert wird. Es bilden sich auf diese Weise gewaltige Wolkentürme die bis in enorme Höhen anwachsen können. Die aufsteigende Luft wird durch den Einfluss der Erdrotation (Corioliskraft) abgelenkt, und so entsteht ein Wirbel, der ein sich verstärkendes Tiefdruckgebiet bildet, das immer mehr feuchtwarme Luft von allen Seiten ansaugt. Die Drehbewegung wird immer schneller, angetrieben durch die latente Wärme. Ein tropischer Wirbelsturm wirkt als eine gigantische Kühlmaschine, die Wärme von der Wasseroberfläche in große Höhen transportiert, wo sie als Infrarotstrahlung in den Weltraum abgegeben wird. Die Drehbewegung wird innerhalb des tropischen Wirbelsturms zum Zentrum hin immer schneller. Die Zentrifugalkräfte werden  dabei oft so groß, daß sich im Zentrum trotz der Bodenreibung, welche die Wirkung der Corioliskraft abschwächt, 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 immer mehr erwärmt. Deshalb lösen sich vorhandene  Wolken größtenteils auf, und so ist das Auge wolkenarm. Das Zentrum eines tropischen Wirbelsturms ist immer warm! Der entstandene Wirbelsturm bewegt sich dann mit der jeweils vorherrschenden Luftströmung. Bleibt nachzutragen, daß das auslösende Moment für die  Entstehung der tropischen Wirbelstürme Konvergenzen (Luftverdichtungen) innerhlb eines mittelhohen, tropischen  Ostwindes sind. Durch das Temperaturgefälle (Temperaturgradient) zwischen der heißen Saharaluft und der vergleichsweise kühleren Luft über dem tropischen Regenwald entwickelt sich über Afrika unter Beteiligung der Corioliskraft in mittlerer Höhe ein kräftiger Ostwind (African Easterly Jet, Urpassat), der bis in relativ bodennahe Luftschichten hinab reicht, dann aber wegen der Bodenreibung zunehmend in einen Nordostwind (Nordostpassat) übergeht, sich bis über den Atlantik und noch weiter fortsetzt und ab einer kritischen Strömungsgeschwindigkeit Rossby-Wellen ausbildet. An der Vorderseite der Tröge (hier die Westseite, weil es ein Ostwind ist), welche die kühlere Luft enthalten, treten Divergenzen (Luftverdünnungen) auf, welche von oben Luft ansaugen. Die absinkende Luft erwärrmt sich, Wolken lösen sich auf und es bildet sich ein bodennahes Hoch (Schönwetter). An der  Rückseite der Tröge jedoch (hier die Ostseite), treten Konvergenzen (Luftverdichtungen) auf und die Luft muss nach oben ausweichen. Dabei wird sie gehoben, kühlt ab, Wolkenbildung setzt ein und durch den Sog nach oben entsteht ein  bodennahes Tief (Schlechtwetter). Über einer ausreichend warmen Wasseroberfläche, die genug latente Wärme liefert, kann dann sogar ein tropischer Wirbelsturm dabei herauskommen.

    

 Links:Nordsee – Hurrikan“, Ausschnittsvergrößerung der Aufnahme von oben
 Rechts: Hurrikan „Fran“, Quelle: NOAA (USA)

Trotz aller Ähnlichkeiten handelt es sich bei der Wirbelstruktur in der Nordsee aber mit Sicherheit nicht um einen tropischen Wirbelsturm. Dafür reichen die Wassertemperaturen einfach nicht aus. Vielleicht ist es ein sogenanntes Polartief. Dieses ähnelt dem tropischen Wirbelsturm in Aufbau und Verhalten. Polartiefs bilden sich bei einem ausreichend hohen vertikalen Temperaturgradienten, der immer dann erreicht werden kann, wenn eiskalte Polarluft über eine relativ warme Wasseroberfläche hinwegströmt. Die Wasseroberfläche ist in diesem Fall dann warm genug, denn nicht die absolute Wassertemperatur ist entscheidend, sondern es ist der Temperaturunterschied zwischen Wasseroberfläche und den darüber liegenden Luftschichten, der als Antriebsmoment für die aufwärts gerichtete Wirbelbildung wirkt! Die Windgeschwindigkeiten innerhalb der Polartiefs können Hurrikanstärke erreichen. Polartiefs sind allerdings im Vergleich zu tropischen Wirbelstürmen deutlich kurzlebiger. Das trifft auch auf den „Nordsee-Hurrikan“ zu, der nur einige Stunden lang überdauerte.

Jens Christian Heuer 

Written by jenschristianheuer

15 Juli, 2008 at 00:19 am

Zerfall des Wilkins-Schelfeises in der Westantarktis

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Am Wilkins-Schelfeis ist die größte Eisplatte seit Beginn der Satellitenaufnahmen abgebrochen. Das Eis bröckelt täglich. Radaraufnahmen des europäischen Umweltsatelliten ENVISAT (http://envisat.esa.int) zeigen, daß seit Ende Juni eine Eisplatte von 1350 Quadratkilometern Fläche abgebrochen ist. Das sind mehr als 10% der Gesamtfläche. Eigentlich sind Abbrüche normal, aber in der letzten Zeit kommen sie immer häufiger vor und nun sogar auch im antarktischen Winter. Schon im Februar waren 425 Quadratkilometer weggebrochen, im Mai verlor das Wilkins-Schelfeis in nur zwei Tagen 120 Quadratkilometer. Der jetzige Abbruch hat mit seinen 1350 Quadratkilometern ein weit verheerenderes Ausmaß. Neue Daten des British Antarctic Survey, des britischen Polarforschungsprogramms, belegen, daß die Wassertemperaturen im Bereich der antarktischen Halbinsel angestiegen sind. Das Schelfeis taut deshalb von unten. Da dies an verschiedenen Stellen unterschiedlich schnell geschieht, ergeben sich unterschiedlich große Auftriebskräfte, die  zu Biegespannungen im Eis führen und dann zu Rissen von 10 bis 20 km Länge, die sich schlagartig ausdehnen. Durch die Eisabbrüche entstehen neue Biegespannungen und Risse im Eis. Diese Schädigungszonen destabilisieren das Schelfeis weiter und erlauben eine Vorhersage, wo das Eis als nächstes brechen wird. Schmelzwasser spielt zumindest im antarktischen Winter keine Rolle bei der Destabilisierung der Schelfeisfläche, da diese dann komplett zugefroren ist. Die Analyse der aktuellen Satellitendaten hat ergeben, daß das aktuelle Abbruchereignis noch nicht vorbei ist. Die Risse deuten darauf hin, daß am Ende bis zu 2150 Quadratkilometer abgebrochen sein werden.

Das Wilkins – Schelfeis zerbricht. Schelfeis ist eine große Eisplatte, die zwar auf dem Wasser schwimmt, aber mit einem Gletscher an Land fest verbunden ist. Am äußeren Rand der Eisplatte brechen immer wieder Eisberge ab. Man spricht vom „Kalben“ des Schelfeises. Wenn das Schelfeis aber ganz verschwindet, wandern die Festlandgletscher schneller in Richtung Meer.
Die Stabilität des antarktischen Festlandeisschildes gerät in Gefahr. Quelle: ESA

Der beschleunigte Zerfall des westantarktischen Schelfeises könnte mit dem globalen Klimawandel durch die zunehmende Emission von Treibhausgasen zusammenhängen. Aber die Erwärmung der westantarktischen Halbinsel geht mit einer gleichzeitigen Abkühlung der flächenmäßig viel größeren Ostantarktis einher. Dieser scheinbare Widerspruch zur Theorie der globalen Erwärmung durch Treibhausgase lässt sich  aber womöglich auflösen. Dazu 4 Thesen:

1) Das Ozonloch, schwerpunktmäßig über der sehr kalten Ostantarktis führt dort zu einer direkten Abnahme des Treibhauseffektes, denn Ozon ist ein Treibhausgas wie Kohlendioxid und Methan.

2) Die Abkühlung der Stratosphäre über der Antarktis durch Ozonabbau und Zunahme des stratosphärisch abkühlend wirkenden Kohlendioxids verstärkt den Polarwirbel und damit auch den südlichen Polarfrontjetstream und die Westdrift. Dadurch wird die polare Kaltluft der Antarktis besser eingeschlossen. Die nun überwiegende zonale (breitenkreisparallele) Luftzirkulation lässt die gesamte Antarktis kälter werden! Aber:

3) Die weit nach Norden ragende Antarktische Halbinsel der Westantarktis liegt voll im Einflussbereich der Westdrift, also auch der von West nach Ost ziehenden dynamischen Tiefdruckgebiete, die relativ milde Luft mitführen. Die meridionale (längenkreisparallele) Ausrichtung der westantarktischen Halbinsel begünstigt meridionale Luftströmungen, wodurch milde Luftmassen die Westantarktis besonders leicht erreichen können. Entsprechendes geschieht auch mit den durch die Westdrift angetriebenen Meeresströmungen.

4) Die globale Erwärmung verschiebt den Polarfrontjet der Südhalbkugel und damit auch die dazugehörige Westdrift südpolwärts.Ursache ist ein „Vordringen“ der tropischen Warmluft und ein „Rückzug“ der Kaltluft in die engere Polregion. Das verstärkt noch die Erwärmung der Westantarktis und erklärt auch die ansatzweise schon beginnende Erwärmung der ostantarktischen Küste. Dementsprechend verändern sich auch wiederum die von der Westdrift angetriebenen Meeresströmungen.

Auch die Karte der Temperaturtrends in der Antarktis von 1984-2004 scheint diese 4 Thesen zu bestätigen:

Stichwort Treibhausgase: Der Erdboden absorbiert die Strahlung der Sonne , wandelt sie in Wärme um und wirkt als Heizfläche für die Atmosphäre darüber. Entsprechend seiner Temperatur strahlt der Erdboden im Infraroten in Richtung Weltraum. Diese Infrarotstrahlung wird aber teilweise durch die Treibhausgase (Kohlendioxid, Wasserdampf, Methan, Lachgas und Ozon)  wiederum zurückgehalten. Die Moleküle der Treibhausgase sind infrarotaktiv und absorbieren bestimmte ausgewählte Wellenlängen der Infrarotstrahlung des Erdbodens – wobei sie in Schwingungen geraten – und geben einen Großteil der empfangenen Energie durch Stöße an die zahlreichen Nachbarmoleküle anderer Atmosphärengase ab, wozu natürlich auch die jeweils anderen Treibhausgase gehören. Die Atmosphäre erwärmt sich dabei ein wenig, und die in ihr enthaltenen Treibhausgase strahlen dementsprechend im  Infraroten. Ein Teil  davon gelangt als infrarote Gegenstrahlung wieder zurück zum Erdboden, der dadurch zusätzliche Wärme erhält. Der Erdboden wird dadurch wärmer als durch die Sonnenstrahlen alleine. Die Wirkungen der Treibhausgase addieren sich, können sich aber auch gegenseitig überproportional verstärken. Nimmt beispielsweise die Konzentration von Kohlendioxid (CO2) in der Luft zu, so wird es nur ein wenig wärmer. Die wärmere Luft kann jedoch mehr Feuchtigkeit aufnehmen. Wasser (H2O) ist ein wesentlich stärkeres Treibhausgas als Kohlendioxid (CO2). Damit verstärkt das H2O in der Atmosphäre den relativ geringen Treibhauseffekt des CO2 (Wasserdampfverstärkung).

In der Stratosphäre erreicht aber kaum noch Infrarotstrahlung vom Erdboden die Treibhausgase, da die Treibhausgase in der Troposphäre darunter schon fast alles absorbiert haben. Die Treibhausgase in der Stratosphäre werden nur durch Zusammenstöße mit Molekülen anderer Atmosphärengase erwärmt. Da die Luft hier schon recht dünn ist, können sie einen erheblichen Teil der so erhaltenen Wärme in den Weltraum abstrahlen, bevor sie durch erneute Zusammenstöße mit Nachbarmolekülen wieder zurückgegeben werden kann. Diese Wärme geht der Stratosphäre damit unwiderruflich verloren. Eine Zunahme von Treibhausgasen wirkt in der Stratosphäre also abkühlend, was sich ganz besonders in der Polarnacht bemerkbar macht, wo es praktisch keine Wärmezufuhr durch die Sonne mehr gibt. Dadurch wird auch der Polarwirbel verstärkt.

Stichwort Polarwirbel: Der Polarwirbel bildet sich in der Stratosphäre, der nächsthöheren Atmosphärenschicht oberhalb der Troposphäre, wo sich die allermeisten Wettervorgänge abspielen. Der Polarwirbel ist ein Tiefdruckwirbel, der bis in die mittlere Troposphäre hinabreicht. Die Stratosphäre enthält größere Mengen an Ozon, das die für das Leben gefährlichen Anteile der von der Sonne kommenden Ultraviolettstrahlung absorbiert. Deshalb ist die Stratosphäre deutlich wärmer als die obere Troposphäre. Ein Polarwirbel bildet sich nur, wenn die Stratosphäre über dem Pol sehr kalt wird. Das passiert immer während der Polarnacht, wenn keine Sonnenstrahlen das vorhandene Ozon erwärmen können. Ein kräftiger Polarwirbel treibt den Jetstream an und verstärkt damit die Westdrift.

Stichwort Polarfrontjetstream: An der Polarfront, wo tropische Warmluft und polare Kaltluft aneinander grenzen, entwickelt sich aufgrund des Temperaturunterschieds ein starker Höhenwind, der Jetstream, welcher maßgeblich das Wettergeschehen bestimmt: Durch den Temperaturunterschied entsteht mit zunehmender Höhe ein immer deutlicheres Luftdruckgefälle (Druckgradient) zwischen den beiden Luftmassen, da sich warme Luft mehr ausdehnt als kalte Luft (In warmer Luft nimmt der Luftdruck mit zunehmender Höhe dementsprechend langsamer ab). Dieses Luftdruckgefälle treibt den Jetstream an, eine polwärts gerichtete Höhenströmung, die wegen der Erdrotation aber zu einem Westwind abgelenkt wird und sich oft bis zum Boden hin durchsetzt (Westdrift). Bei Erreichen einer kritischen Strömungsgeschwindigkeit beginnt der Jetstream zu mäandern (Rossby-Wellen). Kleine Störungen im Jetstream aufgrund eines nicht überall gleichen Temperaturgefälles an der Polarfront (Konvergenzen und Divergenzen) erzeugen abwärts gerichtete Hochdruckwirbel und aufwärts gerichtete Tiefdruckwirbel, welche dann die polare Kaltluft und die tropische Warmluft miteinander vermischen. Folge: Das Temperatur- und Druckgefälle an der Polarfront geht zurück. In den abwärts gerichteten Hochdruckwirbeln (Hochs) sinken die Luftmassen großflächig ab und erwärmen sich dabei. Die Wolkenbildung wird infolgedessen erschwert, vorhandene Wolken lösen sich auf, und das Wetter ist heiter und trocken. Innerhalb der aufwärts gerichteten Tiefdruckwirbeln werden die Luftmassen gehoben und kühlen sich dabei ab, so daß sich bei ausreichender Luftfeuchtigkeit viele Wolken bilden können. Sehr oft kommt es dann auch zu Niederschlägen.  Die Hochs befinden sich innerhalb der mit tropischer Warmluft gefüllten Wellenberge (Hochkeile) der Rossby-Wellen, die Tiefs dagegen (vorwiegend) innerhalb der mit polarer Kaltluft gefüllten Wellentäler (Höhentröge). Einige Hochs bilden gemeinsam den subtropischen Hochdruckgürtel. Die Tiefs wandern mit der Westdrift und sorgen unter ihren Zugbahnen für ein wechselhaftes aber mildes Wetter. Durch einen starken, nur wenig mäandernden Jetstream wird die polare Kaltluft wie von einem Zaun eingeschlossen, aber auch die tropische Warmluft kann kaum polwärts vordringen. Ein meridionaler (längenkreisparalleler) Luftaustausch findet also praktisch nicht statt. Dem Wechsel der Jahreszeiten folgend, verlagert sich der Polarfrontjetstream; im Sommer polwärts und im Winter  äquatorwärts.

Jens Christian Heuer 

Quelle: ESA Earthnet Online http://envisat.esa.int/ 

Written by jenschristianheuer

13 Juli, 2008 at 00:46 am

Veröffentlicht in Klimadebatte, Klimaforschung

Eine kurze Hitzewelle und dann: Die Nacht der Gewitter

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Der 2.Juli 2008 war der bisher heißeste Tag des Jahres in Deutschland. Praktisch überall kletterten die Temperaturen auf über 30°C. Die Spitzenwerte wurden zwar im Südwesten mit vielerorts 36°C erreicht, aber auch der Norden knnte durchaus mithalten. So wurden beispielsweise auf der Nordseeinsel Norderney immerhin noch 32°C gemessen.

 

Die bodennahen Temperaturen am 2.Juli 2008 um 12:00 Uhr UTC Quelle: http://www.wetterzentrale.de/

Für die kurze Hitzewelle ist ein relativ kurzlebiger Hochkeil (Höhenrücken) über Mitteleuropa verantwortlich, in dem sich ein Hochdruckgebiet befindet, wo die Luftmassen großflächig absinken, sich dabei erwärmen, so daß sich die meisten Wolken auflösen und die Sonnenstrahlung ungehindert einfallen kann. Das alles lässt sich auch auf dem Satellitenbild gut erkennen.

Wetterlage am 2.Juli 2008 um 12:00 Uhr UTC  Quelle: http://www.metoffice.gov.uk/

Direkt westlich des Höhenrückens befindet sich ein Höhentrog mit einem schon stark verwirbelten (okkludierten) dynamischen Tiefdruckgebiet, dessen Kaltfront der Vorderseite (Ostseite) des Troges entspricht. Hinter der Kaltfront strömt polare Kaltluft nach, gut erkennbar an der zellularen Bewölkung. Da die kalte Luft über eine schon relativ warme Wasseroberfläche strömt, die als Heizfläche wirkt, bilden sich wabenartig angeordnete Konvektionszellen, in denen die Luft gehoben wird und sich dabei abkühlt. In der durch Wasserverdunstung feuchten Luft bilden sich sehr schnell Wolken (Quellwolken, Cumulus). Die dabei frei werdende Kondensationswärme (latente Wärme) treibt die Wolkenbildung zusätzlich an.

Hoch – und Tiefdruckgebiet lenken gemeinsam aus südwestlicher Richtung feuchte, tropische Warmluft nach Mitteleuropa, was neben dem wolkenlosen Himmel zu den dort herrschenden hochsommerlichen Temperaturen beiträgt.

Eine gute Übersicht der Wetterlage  bietet die Höhenkarte des amerikanischen Wetterdienstes:

 

Wetterlage am 2.Juli 2008 um 12:00 Uhr UTC
Die Farbschattierungen zeigen an, in welcher Höhe der Luftdruck auf 500 hPa zurückgegangen ist (Höhenangaben in Dekametern!). Da sich warme Luft mehr ausdehnt als kalte Luft, fällt auch der Luftdruck dementsprechend langsamer mit zunehmender Höhe. Je wärmer also die Luft umso größer die Höhe in der der Luftdruck auf 500 hPa gesunken ist. Man erhält in einer zusammenfassenden Kartendarstellung dann eine 500 hPa-Fläche in Form einer “Landschaft” mit “Bergen” und “Tälern”. In den roten, orangefarbenen und gelben Bereichen befindet sich die warme Luft, deren Temperatur von gelb nach rot zunimmt; in den grünen, blauen und violetten Bereichen hingegen die kalte Luft, mit von grün über blau nach violett sinkender Temperatur. Die Isobaren des Bodenluftdrucks sind als weiße geschlossene Linien eingezeichnet. Isobaren verbinden die Orte gleichen Luftdrucks miteinander. Geringe Abstände zwischen diesen zeigen ein großes Luftdruckgefälle an und umgekehrt. Die Luftdruckwerte sind auf den Isobaren eingetragen. Die Zahlen auf der 500 hPa-Fläche zeigen die jeweils herrschenden Temperaturen an. Die schwarze Linie markiert den Verlauf der Polarfront, wo die Temperaturgegensätze am größten sind.
Quelle: http://www.wetterzentrale.de/

Der Höhentrog mit dem dynamischen Tief bewegt sich weiter nach Osten und damit endet auch bald das sonnige und trockene Wetter in Deutschland. Im Einflussbereich des Tiefs  kommt es im Westen Deutschlands, da wo kalte und warme Luftmassen „zusammenprallen“, schon in der Nacht zu heftigen Gewittern, die eine deutliche Abkühlung einleiten. Die am späten Abend im Infraroten aufgenommené Satellitenaufnahme zeigt sehr schön im Vergleich zur ersten Aufnahme vom Mittag das Vorrücken der Gewitterfront.  

 

 

Wetterlage am 2.Juli 2008 um 23:00 Uhr UTC
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 (Cumulus), die sich bis in große Höhen auftürmen wie ganz besonders die Gewitterwolken (Cumulonimbus), 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 (Cirrus). Wolken in niedrigen Höhen sind dagegen schon fast genauso warm wie die Erdoberfläche darunter und erscheinen somit ähnlich dunkel. Quelle: http://www.metoffice.gov.uk/ 

 

 

Die Nacht der Gewitter ist vielerorts sehr spektakulär verlaufen!  Mitursächlich könnte hierbei die mit der globalen Erwärmung einhergehende erhöhte Wasserverdunstung sein. Bei der Wolkenbildung wird dadurch auch mehr Kondensationswärme (latente Wärme) frei, die ihrerseits die Wolkenbildung weiter antreibt. Je höher die Wolken sich aber auftürmen, umso stärker entwickeln sich  die Gewitter.

 

 

 
Wetterlage am 3.Juli 2008 um 17:00 Uhr UTC Quelle: http://www.metoffice.gov.uk/

Am Nachmittag des 3.Juli erreichte das Frontensystem auch Norddeutschland, wo es daaan auch heftige gewitter mit Starkregen gab. Die Temperaturen, die hier während des Tages wieder auf beinahe 30°C geklettert waren, gingen nun deutlich zurück. Der Wind wehte aus südöstlichen bis südwestlichen Richtungen. Die Gewitter hielten bis in die Nacht an.  

Jens Christian Heuer 

Written by jenschristianheuer

3 Juli, 2008 at 21:30 pm