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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 
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Written by jenschristianheuer

15 Juli, 2008 um 00:19 am

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