Wetterwechsel Klimawandel Weblog

Archive for the ‘Wetteranomalien’ Category

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

leave a comment »

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

ihy6gpzuqjv1i

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:

w8ynzgvbzziud-zoom

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.

06_1_nh

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:

sbviddxcaocdg

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

Advertisements

Written by jenschristianheuer

30 Dezember, 2008 at 00:46 am

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

leave a comment »

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

Regen in der Sahara

leave a comment »

Innerhalb von 2 Wochen hat es in der Sahara sehr stark geregnet. In beiden Fällen gab es in Algerien ausgedehnte Überschwemmungen, da der trockene Boden das viele Wasser nicht aufnehmen konnte. Dabei waren leider auch viele Tote zu beklagen.

Ursache war in beiden Fällen ein dynamisches Tiefdruckgebiet, das sich bis nach Nordafrika verirrte. Das ist garnicht einmal so ungewöhnlich, wie es zunächst erscheinen mag. Dazu ein paar Erläuterungen:

Wetterlage am 9.Oktober 2008 15:00 Uhr UTC  Ein blockierendes Hoch über Mitteleuropa hat ein dynamisches Tief bis weit in den Süden abgelenkt. Über dem relativ wamen Mittelmeerwasser hat es viel latente Wärme aufgenommen und ist inzwischen über Marokko angekommen.

Dynamische Tiefdruckgebiete entstehen an der Polarfront, wo (sub)tropische Warmluft und polare Kaltluft aufeinander treffen und wegen der Erdrotation entgegengesetzt aneinander vorbeiströmen. Der hohe Temperaturgradient (Temperaturgefälle) zwischen beiden Luftmassen erzeugt ein mit der Höhe immer weiter zunehmenden Druckgradienten (Druckgefälle), da warme Luft sich mehr in der Vertikalen ausdehnt als kalte Luft. Daraus resultiert ein polwärts gerichteter starker Höhenwind (Jetstream), der wiederum durch die Erdrotation zu einem Westwind abgelenkt wird, der sich bis zum Boden hin durchsetzt (Westwindzone). In den Bereichen mit den größten Temperatur- und Druckgradienten zwischen Warm- und Kaltluft sind auch die Windgeschwindigkeiten im Jetstream am höchsten. Wird eine kritische Strömungsgeschwindigkeit erreicht, fängt der Jetstream an zu mäandern. Auslöser sind kleine Abweichungen der Temperaur- und Druckgradienten innerhalb der Streckenabschnitte des Jetstreams. Es bilden sich Rossby-Wellen mit Höhenrücken bzw. Hochkeilen (Wellenberge mit Warmluft) und Höhentrögen (Wellentäler mit Kaltluft). Die Luftströmung innerhalb des Jetstreams wird zunehmend turbulent. Aus Konvergenzen (Luftverdichtungen) entwickeln sich einerseits abwärtsgerichtete Hochdruckwirbel (Hochs), in denen sich die absinkende Luft erwärmt, so daß Wolken sich auflösen (Schönwetter). Andererseits entstehen aber aus Divergenzen (Luftlöchern) aufwärtsgerichtete Tiefdruckwirbel (Tiefs), in denen die Luft gehoben wird und sich dabei abkühlt. Bei ausreichender Luftfeuchtigkeit setzt dann bald Wolkenbildung ein (Schlechtwetter). Warm- und Kaltluft werden ausgehend von einer durch die Höhendivergenz ausgelösten Wellenstörung der Polarfront verwirbelt und somit ein Temperaturausgleich zwischen beiden Luftmassen herbeigeführt. Dabei bilden sich im Tiefdruckwirbel eine Warm- und eine Kaltfront.

Wetterlage am 11.Oktober 2008 15:00 Uhr UTC  Das Tief bildet langsam eine von Norden nach Süden verlaufende Kaltfront aus, wo sich durch kleine Wellenstörungen mächtige Gewitterzellen entwickeln. Das Tiefdruckzentrum hat sich über die Iberische Halbinsel verlagert.

Der Jetstream steuert die Zugbahnen der Hochs und Tiefs und so  maßgeblich auch das Wettergeschehen in den mittleren Breiten, aber manchmal eben auch in den Subtropen, wie wir gleich sehen werden…

Der Jetstream kommt in zwei Schwingungsmuster vor, die einander abwechseln:

Zunächst entwickelt der Jetstream bei einem starkem Temperaturgradienten hohe Windgeschwindigkeiten und mäandert nur wenig. Die Luftbewegungen verlaufen hauptsächlich breitenkreisprallel (zonale Zirkulation), so daß kaum ein Temperaturausgleich zwischen Warm- und Kaltluft möglich ist. Daher wachsen Temperaturgradient und Windgeschwindigkeiten immer mehr. Wird eine kritische Strömungsgeschwindigkeit überschritten, so beginnt der Jetstream stärker zu mäandern. Die Luftbewegungen verlaufen jetzt eher längenkreisparallel (meridionale Zirkulation), so daß ein effektiver Temperaturausgleich zwischen den beiden Luftmassen möglich ist. Dadurch sinken Temperaturgradient und Windgeschwindigkeiten immer weiter, bis die Höhenströmung schließlich mehr oder weniger zusammenbricht. Dabei können sich warme Hochdruckwirbel (aus einem Hochkeil) und kalte Tiefdruckwirbel (aus einem Höhentrog) abspalten, denn polwärts erneuert sich der Jetstream wieder als zonale Höhenströmung mit hohen Windgeschwindigkeiten.

 Eingebettet in kühlere Umgebungsluft sind die Hochdruckwirbel dynamisch stabil und daher sehr langlebig, denn der Luftdruck ist in allen Höhenlagen im Wirbel höher als außerhalb. Als blockierende Hochs zwingen sie die dynamischen Tiefdruckwirbel der Westwindzone zu großen Umwegen bis weit in den Norden oder Süden.

Wetterlage am 12.Oktober 2008 15:00 Uhr UTC  Die Kaltfront ist voll ausgebildet. Der Kaltluftwirbel des Tiefdruckzentrums über der Iberischen Halbinsel hat sich anscheinend vom übrigen dynamischen Prozess des Tiefs getrennt.

Auch die abgespaltenen kalten Tiefdruckwirbel sind in ihrer wärmeren Umgebung 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 für Tiefdruckgebiete charakteristischen Wolkenbildung als Kondensationswärme wieder frei wird. Dadurch  gewinnen sie enorm an Kraft.

 

Höhenkarte 500 HPa vom 12. Oktober 2008: Die schwarzen durchgezogenen Linien sind Isohypsen, die anzeigen in welcher Höhe der Luftdruck auf 500 hPa zurückgegangen ist (Höhenangaben in Dekametern!). Da sich warme Luft in der Verikalen 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 500 hPa zurückgegangen ist. Man erhält in einer zusammenfassenden Kartendarstellung dann eine 500 hPa-Fläche in Form einer “Landschaft” mit “Bergen” und “Tälern”. Diese Fläche befindet sich in einer Höhe zwischen 5000 und 6000 Metern. Die unterbrochenen schwarzen Linien sind Isothermen, die Orte gleicher Temperatur auf dem 500 hPa- Niveau miteinander verbinden. Die Temperaturwerte sind jeweils eingetragen. Geringe Abstände zwischen den Isohypsen bzw. Isothermen zeigen ein großes Luftdruck bzw. Temperaturgefälle (Gradienten)an und umgekehrt. Die Isohypsen zeigen so sehr schön die Höhenwinde der Westwindzone und die Lage des Jetstreams. H= Hoch, T=Tief, W=Warmluft, K=Kaltluft Sehr gut sind die abgespaltenen Hoch- und Tiefdruckwirbel und weiter im Norden der erneuerte Jetstream zu erkennen.

Sind die Wassertemperaturen ausreichend hoch, so kann sogar eine Art tropischer Wirbelsturm zustande kommen.

Wetterlage am 30.September 2008 06:00 Uhr UTC  Schon Ende September sorgte ein verirrtes Tief über Nordafrika für Unwetter in der Sahara.

Kalte Tiefdruckwirbel, die  jeweils durch ein blockierendes Hoch über Mitteleuropa weit nach Süden umgelenkt wurde, waren auch für die beiden letzten Starkregenereignisse über der Sahara verantwortlich.

Jens Christian Heuer

Quellen: EUMETSAT http://www.eumetsat.int/Home/index.htm, Berliner Wetterkarte e.V.

Written by jenschristianheuer

13 Oktober, 2008 at 20:07 pm

Wirbelsturm über der Nordsee?

leave a comment »

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