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Archive for the ‘Wetternotizen’ Category

Der Winter ist noch nicht vorbei!

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Im Gegensatz zur milden Wintersituation, in der die atlantischen Tiefs auf der Island- Bahn ziehen und nach Mitteleuropa milde Atlantikluft führen (Winterstürme treffen dann oft die Nordseeküste und das nördliche Mitteleuropa), haben wir es im Moment mit einer eher typischen kalten Wintersituation zu tun.

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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.

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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 

Gastbeiträge geben nur die persönlichen Ansichten der Autoren wieder und entsprechen nicht unbedingt den Einschätzungen des Herausgebersdieses Weblogs!
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Written by jenschristianheuer

26 Januar, 2009 at 08:40 am

„Kleine Eiszeit“ in Europa

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West- und Mitteleuropa erleben derzeit einen Winter wie schon lange nicht mehr. Insbesondere nachts fallen die Temperaturen bis weit in den zweistelligen Minusbereich.

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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.

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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:

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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.

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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

Written by jenschristianheuer

7 Januar, 2009 at 18:42 pm

Wirbelsturm über dem Atlantik? (aktualisiert am 30.Dezember 2008)

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Über dem Atlantik ereignet sich zurzeit ein interessantes Wetterphänomen. Ein aussertropisches Tief entwickelt zunehmend  Eigenschaften eines tropischen Wirbelsturms:

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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:

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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.

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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:

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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

Written by jenschristianheuer

30 Dezember, 2008 at 00:46 am

Weisse Weihnachten? Im Winter 2008 in Deutschland leider wieder ausgefallen!

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Nun steht es entgültig fest. Auf  Weisse Weihnachten müssen wir in Deutschland auch in diesem Jahr (überwiegend) verzichten. Ein Blick auf die augenblickliche Wetterlage, die sich in etwa so entwickelt hat, wie seit dem 18. Dezember vorhergesagt, macht sofort klar warum:

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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:

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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!

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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? https://wetterwechsel.wordpress.com/2008/12/16/weisse-weihnachten/

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

Written by jenschristianheuer

24 Dezember, 2008 at 22:07 pm

Weisse Weihnachten? Update

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Doch noch Hoffnung!

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…

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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…

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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:

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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:

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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/

Written by jenschristianheuer

18 Dezember, 2008 at 14:15 pm

Weisse Weihnachten?

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Viele Menschen wünschen sich, dass es in Deutschland über Weihnachten endlich mal wieder schneit und dann eine schöne Winterlandschaft sie zum Spaziergang einlädt. Wird es diesmal so kommen? Um diese Frage zu beantworten, muss man sich die Langfristprognosen der Wetterdienste näher ansehen. Die Atmosphäre ist ein chaotisches System mit vielen Wechselwirkungen, und deshalb ist auch jede Wettervorhersage, die mehr als 5 Tage in die Zukunft reicht mit einer extrem grossen Unsicherheit behaftet. Da bei der Erhebung der aktuellen Wetterdaten, die einer vom Computer berechneten Prognose zugrunde liegen, kleine Messungenauigkeiten unvermeidbar sind, gibt es immer einen Unterschied zwischen Rechenmodell und Wirklichkeit. Dieser kleine Fehler erscheint bei Kurzfristprognosen noch relativ unbedeutend, zumindest aber beherrschbar. Versucht man jedoch über längere Zeiträume in die Zukunft zu rechnen, so summieren sich auch kleinste Fehler derart, dass die auf einer solchen Berechnung basierenden Wettervorhersagen irgendwann wertlos werden.

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.

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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:

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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:

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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:

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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:

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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:

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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

Written by jenschristianheuer

16 Dezember, 2008 at 23:07 pm

Mit dem Supertrog in den Winter? (aktualisiert am 31.Okt.2008)

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Für Ende Oktober kündigt sich eine recht interessante Wetterentwicklung an. In dem außerordentlich stark mäandernden Polarfrontjetstream entwickelt sich nach dem Modell des amerikanischen Wetterdienstes über Westeuropa ein Trog mit extrem hoher Amplitude (Schwingungsweite), der uns wahrscheinlich den ersten Wintereinbruch bringt.

Der Jetstream

Der Polarfrontjetstream bildet sich an der Grenze (Polarfront) zwischen (sub)tropischer Warmluft und polarer Kaltluft, wo die beiden aufeinander treffenden Luftmassen unter dem Einfluss der Erdrotation in entgegen gesetzten Richtungen aneinander vorbeiströmen. Wegen des großen Temperaturunterschiedes zwischen beiden Luftmassen und des damit einhergehenden mit der Höhe immer mehr zunehmenden Luftdruckgefälles (Warmluft hat eine größere vertikale Ausdehnung als Kaltluft, so daß in einer Luftsäule mit zunehmender Höhe der Luftdruck dementsprechend langsamer zurückgeht!) entsteht ein starker Höhenwind (Jetstream), der aber aufgrund der Erdrotation (Corioliskraft) nicht polwärts gerichtet ist, sondern zu einem Westwind umgelenkt wird, der sich bis zum Boden hin durchsetzt (Westwindzone, Westdrift). Wenn der Jetstream eine kritische Strömungsgeschwindigkeit überschreitet, fängt er an zu mäandern. Es bilden sich Rossby-Wellen mit Hochkeilen (Wellenberge mit Warmluft) und Höhentrögen (Wellentäler mit Kaltluft). Ursache sind kleine Abweichungen im Temperatur- und Druckgefälle (Gradient) zwischen den verschiedenen Streckenabschnitten des Jetstreams.

Ausgehend von der aktuellen Wetterlage soll sich nach der Vorhersage des amerikanischen Wetterdienstes das Wettergeschehen wie folgt weiterentwickeln…

Die aktuelle Wetterlage

Wetterlage heute, am 26.Oktober 2008 18:00 Uhr UTC …

In der Höhenkarte des amerikanischen Wetterdienstes sind die Windrichtungen (Pfeile) und Windgeschwindigkeiten (farbcodiert) 300 hPa – Fläche eingezeichnet. Der Verlauf des mäandernden Jetstreams ist anhand der Farbcodierung gut zu erkennen. Die 300 hPa – Fläche befindet sich in einer Höhe in der der Luftdruck auf 300 hPa zurückgegangen ist. Da sich warme Luft in der Vertikalen mehr ausdehnt als kalte Luft, sinkt in einer warmen Luftsäule der Luftdruck mit zunehmender Höhe dementsprechend langsamer. Je wärmer also die Luft, umso größer die Höhe in der der Luftdruck auf 300 hPa zurückgegangen ist. Man erhält dann eine 300 hPa-Fläche in Form einer “Landschaft” mit “Bergen” und “Tälern”. Diese Fläche befindet sich ungefähr auf gleicher Höhe mit dem Jetstream in der oberen Troposphäre.

… und das dazugehörige Satellitenbild von Meteosat.  Quelle: http://www.metoffice.gov.uk/

Die Infrarotaufnahme des europäischen Wettersatelliten Meteosat 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.

 

Der Super-Trog I (Die Wettervorhersage)

In den kommenden Tagen soll der Trog über dem Nordatlantik nach Westeuropa schwenken und sich dann immer mehr nach Süden ausweiten:

Wetterlage am 27. Oktober 2008 18:00 Uhr UTC

Wetterlage am 30. Oktober 2008 12:00 Uhr UTC

Wir bekommen also einen Super-Trog, dessen Achse sich über Frankreich, die Iberische Halbinsel bis nach Marokko erstreckt. Im Bereich der Trogachse erreicht die Höhenströmung des Jetstreams maximale Krümmungs- und (Wind)Scherungsvorticity (Vorticity = Wirbelhaftigkeit, Wirbelstärke), also maximale Relative Vorticity (auf die ruhende Erde bezogen) bei minimaler Erdvorticity, die durch die Eigenrotation der Erde verursacht wird (Die Corioliskraft nimmt in Richtung Äquator ab!). Relative Vorticity und Erdvorticity ergeben zusammen die stets Absolute Vorticity, die beim Übergang von der Trogachse zur Trogvorderseite immer konstant bleibt. Auf der Vorderseite des Troges (bei einer Westströmung die Ostseite) nehmen Krümmung und Windscherung, also auch die Relative Vorticity wieder ab und die Erdvorticity dementsprechend zu (die Corioliskraft wird in Richtung Pol stärker!). Die schwache Krümmung des Jetstreams auf der Vorderseite des Troges zeigt also den Abbau positiver Relativer Vorticity zugunsten einer zunehmend stärkeren Erdvorticity an. Der Abbau von Relativer Vorticity auf der Trogvorderseite erfolgt durch Auseinanderweichen der Luft (horizontale Divergenz) vor allem im Jetstream, weil dort die Windgeschwindigkeiten am größten sind. Der Durchmesser einer beliebigen Luftsäule auf der Trogvorderseite vergrößert sich dadurch, und die Relative Vorticity nimmt dementsprechend ab. Der Drehimpuls der Luftsäule, die Potentielle Vorticity bleibt dabei allerdings erhalten.

Die Sache funktioniert so ähnlich wie bei einem Eiskunstläufer, der sich langsamer dreht, also weniger herumwirbelt, wenn er seine Arme ausstreckt und sein Gesamtdrehimpuls dabei unverändert bleibt. Durch die Höhendivergenz verliert die Luftsäule an Masse, so daß am Boden der Luftdruck fällt. Von ringsherum wird Luft angesaugt (Konvergenz in Bodennähe), und es bildet sich ein aufwärts gerichteter Tiefdruckwirbel und dadurch auch eine Wellenstörung an der Polarfront Davon ausgehend bilden sich Warm- und Kaltfront. Warm- und Kaltluft werden miteinander verwirbelt und so ein Temperaturausgleich der beiden Luftmassen herbeigeführt. Ein dynamisches Tiefdruckgebiet ist geboren. Die Luft in einem Tief wird gehoben, kühlt dabei ab, und bei ausreichender Luftfeuchtigkeit bilden sich Wolken und häufig kommt es auch zu Niederschlägen (Schlechtwetter). Der Jetstream steuert wiederum die Zugbahnen der dynamischen Tiefs und bestimmt so maßgeblich das Wettergeschehen in seinem Einflussbereich. Hochdruckgebiete entstehen übrigens durch genau entgegen gesetzte Vorgänge an der Trogrückseite (bzw. Keilvorderseite). Hier wird durch Zusammenziehen der Luft (horizontale Konvergenz) der Durchmesser einer beliebigen Luftsäule verringert und so Relative Vorticity (bei abnehmender Erdvorticity) aufgebaut. Wiederum bleibt die Potentielle Vorticity erhalten. Das entspricht diesmal einem sich drehenden Eisläufer, der seine Arme anzieht und dadurch langsamer herumwirbelt. Aus der Höhenkonvergenz entwickelt sich ein abwärts gerichteter Hochdruckwirbel, in dem sich die absinkende Luft erwärmt, so daß die Wolkenbildung erschwert ist (Schönwetter).

Mit dem Trog gelangt polare Kaltluft sehr weit in den Süden. Das führt zu einem massiven Wintereinbruch, vielerorts mit Temperaturen unter dem Gefrierpunkt:

Temperaturen am 30. Oktober 2008 06.00 Uhr UTC

Die zu erwartenden Niederschläge dürften vielerorts, vor allem aber in den entsprechenden Höhenlagen schon als Schnee ankommen. Da die durch den Jetstream und seinen Trog herangeführten Luftmassen über dem Atlantik viel Feuchtigkeit aufnehmen können, muss die Sahara, wie schon so oft in letzter Zeit, vor allem am 1. November 2008 mit sehr ergiebigen Regenfällen rechnen, wie das auch die Niederschlagssummenprognosekarte sehr beeindruckend zeigt:

Niederschläge am 01. November 2008

Vor allem in den Gebieten mit maximaler Konvektion ist mit heftigen Gewittern und sogar Hagel zu rechnen.

Am 1. November soll sich auch ein Kaltlufttropfen an der Trogspitze ablösen, um auf die Warmluftseite überzuwechseln.

Wetterlage am 1. November 2008 12:00 Uhr UTC

Das passiert, weil in einem stark mäandernden Jetstream die Windgeschwindigkeiten oft soweit abnehmen bis die Höhenströmung schließlich mehr oder weniger zusammenbricht. Dabei können sich kalte Tiefdruckwirbel (Kaltlufttropfen) aus einem Trog abspalten, denn polwärts erneuert sich die Höhenströmung wieder als nur schwach mäandernder Jetstream  mit entsprechend hohen Windgeschwindigkeiten. Kaltlufttropfen sind in ihrer wärmeren Umgebungsluft dynamisch stabil, denn in allen Höhenlagen ist der Luftdruck im Wirbel niedriger als außerhalb. Gelangen sie über eine warme Wasseroberfläche, so können sie viel Energie in Form von latenter Wärme aufnehmen, die bei der Wolkenbildung als Kondensationswärme wieder frei wird. Dadurch  gewinnen sie enorm an Kraft. Sind die Wassertemperaturen ausreichend hoch, so kann sogar eine Art Wirbelsturm zustande kommen. Im Einflußbereich von Kaltlufttropfen gibt es oft Unwetter.

Exkurs: Wie kommt es zum Super-Trog?

Zu einem stark mäandernden Jetstream kommt es immer dann, wenn der Temperaturgradient an der Polarfront abnimmt und damit auch die Windgeschwindigkeiten im Jetstream sinken. Das passiert beispielsweise bei einer Abschwächung des Golfstromes, wodurch die Temperaturen auf der Warmluftseite der Polarfront zurückgehen. Der Temperaturunterschied zur polaren Kaltluftseite ist dann nicht mehr so groß. 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 schwächer. Ein stark mäandernder Jetstream entspricht der negativen Phase der Nordatlantischen Oszillation (negativer NAO-Index) und hat tiefgreifende Auswirkungen auf das Klima im gesamten nordatlantischen Raum. Die Nordatlantische Oszillation ist eine bipolare Drucksschaukel zwischen Islandtief und Azorenhoch:

Die zwei Phasen der Nordatlantischen Oszillation (NAO) Quelle: http://airmap.unh.edu/

In der positiven Phase der Nordatlantischen Oszillation (NAO +) besteht ein hoher Druckgradient zwischen stark ausgeprägten Islandtief und Azorenhoch. Ein nur schwach mäandernder Jetstream bringt zahlreiche und kräftige Sturmtiefs hervor, die mit einer starken Westdrift Nord-, West- und Mitteleuropa erreichen und unter ihren Zugbahnen für ein mildes, feuchtes, aber auch wechselhaftes Wetter sorgen. 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 zudem die polare Kaltluft wie eine Mauer ein, so daß Kaltluftvorstöße in den Süden nur selten vorkommen. In der negativen Phase der Nordatlantischen Oszillation (NAO -) bleiben Islandtief und Azorenhoch schwach, der Jetstream mäandert entsprechend stark 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 relativ schwache Jetstream die polare Kaltluft nicht mehr so gut einschließt. Umgekehrt führen Warmluftvorstöße in den Norden zu steigenden Temperaturen in Grönland und Nordkanada. Die Nordostpassate bleiben schwach und damit steigen die Wassertemperaturen vor der westafrikanischen Küste. Das begünstigt wiederum die Entstehung tropischer Wirbelstürme. Auch eine schwächere Sonne kann für einen abnehmenden Temperaturgradienten und so auch für einen stärker mäandernden Jetstream (negativer NAO-Index) verantwortlich sein. Ein denkbarer Mechanismus sähe so aus: Durch eine erhöhte Sonnenaktivität, die mit mehr Sonnenflecken einhergeht, gelangt mehr ultraviolette Strahlung (UV) zur Erde. Die UV-Strahlung erwärmt die Stratosphäre, denn diese enthält reichlich Ozon, das die für das irdische Leben gefährlichen Anteile dieser Strahlung absorbiert. Auch die direkt unter der Stratosphäre liegende obere Troposphäre wird mit angewärmt. Dieser Effekt macht sich wegen des steileren Einfallwinkels vor allem in den niederen Breiten (Tropen, Subtropen) bemerkbar. Der Temperaturgradient zwischen Warmluft und polarer Kaltluft wird in der Stratosphäre und oberen Troposphäre bei größerer Sonnenaktivität also zunehmen und umgekehrt. In der oberen Troposphäre entsteht aber auch der Jetstream, der durch eben diesen Temperaturgradienten angetrieben wird. Eine schwächere Sonne müsste also zu einem stärker mäandernden Jetstream führen. Tatsächlich hat die Sonnenaktivität seit 2003 und besonders auch in letzter Zeit immer weiter abgenommen. Seit einigen Monaten ist kaum noch ein Sonnenfleck aufgetaucht. Es werden inzwischen sogar schon Vermutungen über ein neues Maunder-Minimum laut, welches im 17. und 18.Jahrhundert die Kleine Eiszeit brachte. Könnte der Super-Trog etwas mit der schwächelnden Sonne zu tun haben? Die Idee ist faszinierend, doch trotzdem ist Vorsicht vor übereilten Schlussfolgerungen geboten! Der Super-Trog kann auch eine einzelne Anomalie sein, wie sie das sehr variable Wettergeschehen immer wieder einmal hervorbringt. Auch bei einer starken Westdrift mit einem nur schwach mäandernden Jetstream, kann dieser kurzfristig sein Schwingungsmuster verändern und vorübergehend stärker mäandern. Das ist dann immer mit einer ebenfalls kurzfristigen Umstellung der Wetterlage verbunden. Das hat dann lediglich mit einem kurzfristigen Wetterwechsel, aber eben nicht unbedingt mit einem (abrupten) Klimawandel zu tun. Aber wer weiß, vielleicht sind Wetterwechsel und Klimawandel ja gar nichts grundsätzlich Verschiedenes, sondern gehören zu einer auf verschiedenen Zeitmaßstäben selbstähnlichen (fraktalen) Struktur?

Bei der Mandelbrotmenge („Apfelmännchen“) wiederholen sich die Strukturen auf unterschiedlichen räumlichen Maßstäben immer wieder. Sie ist fraktal. Quelle: Wikipedia

Der Super-Trog II (Das tatsächliche Wettergeschehen)

27. Oktober 2008 Im Laufe des Tages entwickelt sich der Super-Trog wie vorhergesehen, und die polare Kaltluft dringt immer weiter nach Süden vor. Sie ist gut an der zellularen Bewölkung zu erkennen.

Wetterlage am 27.Oktober 2008 22:00 Uhr UTC  Quelle: http://www.metoffice.gov.uk/

Die zellulare Bewölkung entsteht, weil die polare Kaltluft über die noch relativ warme Wasseroberfläche des Atlantik strömt und sich dabei an ihrer Unterseite erwärmt. Es 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. Bei der Wirbelstruktur ostlich von Island handelt es sich um einen Kaltlufttropfen. Er ist aus einem normalen Tiefdruckgebiet hervorgegangen, als sich dessen Höhenkaltluft von dem dynamischen Prozeß des Muttertiefs trennte, um als kaltes Höhentief eigene Wege zu gehen. Da die Luft darunter wärmer ist (vertikaler Temperaturgradient, labile Luftschichtung) setzt Konvektion ein. Die durch Wasserverdunstung angefeuchteten Luft wird gehoben und kühlt dabei ab, so daß sich Quellwolken bilden (Schlechtwetter). Die bei der Wolkenbildung freigesetzte Kondensationswärme (latente Wärme) treibt ihrerseits wieder die Konvektion und damit auch die Wolkenbildung an, ein selbstverstärkender Prozeß. Wenn der vertikale Temperaturgradient ausreichend groß ist, kann sich aus einem Kaltlufttropfen sogar eine Art Wirbelsturm entwickeln (Polartief).

28. Oktober 2008

In dem weiter wachsenden Super-Trog hat sich der Kaltlufttropfen zu einem echten Polartief weiterentwickelt, das inzwischen die südnorwegische Küste erreicht hat.

 Wetterlage am 28.Oktober 2008 12:00 Uhr UTC  Quelle: http://www.metoffice.gov.uk/

Nur wenige Stunden später hat sich in der Wirbelstruktur sogar ein Auge gebildet.

 Quelle: http://www.wetterzentrale.de/ NOAA

29. Oktober 2008

Der enorme Kaltausbruch (zellulare Bewölkung) über den Super-Trog hat die Tropen erreicht. An der Vorderseite des Troges haben sich mehrere Tiefs gebildet. Dort kommt es zu starken Niederschlägen und teilweise auch heftigen Gewittern. In Teilen Deutschlands, der Benelux-Länder, Frankreichs und Spaniens kommt es in Höhenlagen ab 400-500m zu einem echten Wintereinbruch mit z.T. starken Schneefällen. In Südwesteuropa ist es dagegen warm mit Temperaturen bis zu 25°C.

Wetterlage am 29.Oktober 2008 12:00 Uhr UTC  Quelle: http://www.satmos.meteo.fr/

30. Oktober 2008

West- und Mittel- und Südwesteuropa befinden sich nach wie vor innerhalb des Super-Troges mit seinen dynamischen Tiefs und damit auch unter dem Einfluß des Zustromes polarer Kaltluft aus nordwestlichen Richtungen. Nach Ost- und Südosteuropa gelangt dagegen (sub)tropische Warmluft. Die Luftmassengrenze, erkennbar an dem sich in Nord-Süd-Richtung erstreckenden Wolkenband verläuft von der Ostsee bis nach Griechenland.

Wetterlage am 30.Oktober 2008 22:00 Uhr UTC  Quelle: http://www.metoffice.gov.uk/

30. Oktober 2008

Der schroffe Temperaturgegensatz zwischen der polaren Kaltluft im Westen und der mildwarmen Luft im Osten Europas bleibt bestehen. Aber schon bald wird die Höhenströmung des Super-Troges zusammenbrechen und polwärts sich ein erneuerter Jetstream präsentieren. Das wird einen Wetterwechsek bringen, denn bei den dann vorherrschenden westlichen Winden wird es auch in den jetzt vom Wintereinbruch betroffenen Gebieten wieder deutlich milder. 

Wetterlage am 31.Oktober 2008 20:00 Uhr UTC  Quelle: http://www.metoffice.gov.uk/

Jens Christian Heuer

Written by jenschristianheuer

27 Oktober, 2008 at 00:04 am