Sonntag, 16. März 2008

Meteorologie Wettergeschehen

Das Sturmtief Inge und ihre Schwestern

Die Saison der Frühjahrsstürme ist in vollem Gange. Ein dynamisches Tief nach dem anderen zieht vom Nordatlantik aus Westen in Richtung Europa und beschert uns dort wechselhaftes und mildes Wetter. Diese Wetterlage wird Westlage genannt und zeichnet sich, wie im Namen schon ersichtlich, durch vorherrschende Westwinde aus, die die an der Polarfront über dem Nordatlantik entstandenen dynamischen Tiefdruckgebiete nach Europa tragen.

Der Golfstrom
Die dynamischen Tiefdruckgebiete aus dem Westen bringen uns milde Meeresluft, die wir wiederum dem Golfstrom verdanken. Der Golfstrom, die „Warmwasserheizung“ Europas , ist Teil eines weltweiten Kreislaufs von Meeresströmungen, die gemeinsam mit den Luftströmungen der globalen atmosphärischen Zirkulation, die Wärme von der von der Sonne intensiv beschienenen Äquatorregion, hin zu den Polen der Erde umverteilen, wo die Sonnenstrahlen nur vergleichsweise wenig Kraft entwickeln. Der Golfstrom wird, wie alle anderen Meeresströmungen auch, überwiegend durch Winde angetrieben. Aber es gibt noch einen "Hilfsmotor": Das nach Norden strömende Wasser gibt seine Wärme allmählich an die Luft darüber ab und wird dabei immer kühler, aber auch immer salzhaltiger, denn auf seiner langen Wegstrecke verdunstet viel Wasser. Die Dichte des übrig gebliebenen Wassers nimmt so nach und nach zu, bis es langsam abzusinken beginnt. Dabei bilden sich unter dem Einfluss der Erdrotation abwärts gerichtete Wirbel in denen das relativ kühle und salzhaltige Wasser wie im Auslauf eines Waschbeckens, in die Tiefe verschwindet. Derartige Absinkzonen befinden sich westlich der Südspitze Grönlands, sowie südlich und nördlich von Island. Als kalte Tiefenströmung gelangt das Wasser wieder zurück in den Süden. Die vom Golfstrom an die Luft abgegebene Wärme gelangt mit den über dem Nordatlantik an der Polarfront entstandenen dynamischen Tiefdruckgebieten in der Westwindzone bis nach Europa. Unter ihren Zugbahnen sorgen sie für eine milde Witterung.


Wetterlage am 7.März 2008 um 12:00 Uhr UTC
Links: Das Tiefdruckgebiet Helga mit Zentrum bei Island besitzt eine ausgedehnte Kaltfront, die sich im Bogen über Nord- und Westeuropa, die Biskaya und bis über den Nordatlantik erstreckt An der zellularen Bewölkung schön zu erkennen ist die hinter der Kaltfront nachströmende polare Kaltluft. Dahinter nähert sich schon das dynamische Tiefdruckgebiet Inge. Die relativ wolkenarmen Zonen über den Britischen Inseln und über der Ostsee sind Zwischenhochs. Über dem Baltikum und über dem westlichen Russland erkennt man das nach Osten abziehende dynamische Tiefdruckgebiet Gabi. Der Wolkenwirbel über Italien und Griechenland gehört zu einem Höhentief (Kaltlufttropfen), das sich von der Westwindzone gelöst hat „Cut-Off“ – Prozess). Das im sichtbaren Licht aufgenommene Bild (VIS) stammt von Meteosat, einem Wettersatelliten, der die Erde auf einer geostationären Bahn umläuft. Der Satellit fliegt auf einer so hohen Bahn, daß er für eine Erdumrundung genau einen Tag braucht, also genau die Zeit für eine Drehung der Erde um die eigene Achse. Daher dreht sich der Satellit genau mit der Erde und bleibt so immer über demselben Ort auf der Erdoberfläche.
Rechts: Die Infrarotaufnahme (IR) 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 da. Quellwolken (Cumulus), die sich bis in große Höhen auftürmen wie ganz besonders die Gewitterwolken (Cumulunimbus), sind wegen der mit der Höhe abnehmenden Lufttemperatur an ihrer Oberseite relativ kalt und erscheinen daher hell. Dasselbe gilt für die nur in großer Höhe entstehenden Eiswolken (Cirrus). Wolken in niedrigen Höhen sind dagegen schon fast genauso warm, wie die Erdoberfläche darunter und erscheinen somit ähnlich dunkel. Dieser Gegensatz ist auch auf diesem Bild sehr deutlich zu erkennen, wenn man etwa die hohen, hell erscheinenden Quell- und Cirruswolken (Cumulus und Cirrus) des Tiefdruckgebietes Helga mit den sehr dunklen Schichtwolken (Stratus, Stratocumulus) )des Hochdruckgebietes über der Iberischen Halbinsel vergleicht, die dort wegen der herabsinkenden Warmluft nur in geringe Höhen heraufreichen und deshalb nur bei genauem Hinsehen auszumachen sind. Quelle: http://www.metoffice.gov.uk/
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Die Polarfront und die Westwindzone
An der Polarfront treffen die tropische Warmluft aus der Äquatorregion und die polare Kaltluft aufeinander, wodurch es zur Bildung dynamischer Hoch- und Tiefdruckgebiete kommt. Und das funktioniert so: Warme Luft dehnt sich mehr in die Höhe aus als kalte Luft, so daß der Luftdruck auf der Warmluftseite der Polarfront mit zunehmender Höhe auch dementsprechend langsamer abnimmt. Auf der Warmluftseite bildet sich demzufolge ein Höhenhoch und auf der Kaltluftseite ein Höhentief. Am Boden ist der Luftdruck auf beiden Seiten zunächst noch gleich, denn das Gewicht der beiden Luftmassen ist ja unabhängig von ihrer Ausdehnung in die Höhe. Zwischen dem Höhenhoch der Warmluft und dem Höhentief der Kaltluft wirkt aber eine Gradientenkraft und löst einen starken Höhenwind (Jetstream) in Richtung Kaltluftseite, also in Richtung Nordpol aus. Die Erddrehung um die eigene Achse (Erdrotation) lenkt diesen Wind nach Osten ab, wodurch sich eine Westwindzone herausbildet, die sich bis zum Boden hin durchsetzt. Durch den Höhenwind verliert die Warmluftseite an Masse, so daß dort der auf dem Boden lastende Luftdruck sinkt. Es entsteht ein Bodentief. Die polare Kaltluft am Nordpol, die sich kaum in die Höhe ausdehnt sondern vielmehr in Bodennähe ansammelt, bildet ein bodennahes Kältehoch aus. Von diesem Kältehoch strömt die Kaltluft in Richtung Süden und wird ebenfalls durch die Erdrotation abgelenkt, diesmal aber nach Westen. Warm- und Kaltluft begegnen sich an der Polarfront, strömen aber wegen der Ablenkung durch die Erdrotation in entgegen gesetzten Richtungen aneinander vorbei.Die Temperatur- und Druckgegensätze (Gradienten) sind nicht an allen Abschnitten der Polarfront überall genau gleich groß und damit auch nicht die Windgeschwindigkeiten innerhalb des Jetstreams der Westwindzone. Durch diese Unregelmäßigkeiten beginnt der Jetstream zu mäandern und es bilden sich Rossby-Wellen. Diese weisen auf der Warmluftseite Ausbuchtungen polwärts auf, die Höhenrücken (Hochkeile) und auf der Kaltluftseite Ausbuchtungen äquatorwärts, die Höhentröge.

Die dynamischen Hoch-und Tiefdruckgebiete und die Vorticity
Um nun zu verstehen, wie sich dynamische Hoch - und Tiefdruckgebiete bilden, werden wir den Begriff der Vorticity einführen. Vorticity steht für Wirbelhaftigkeit oder Wirbelstärke, also für die Eigenschaft des Luftströmungsfeldes zu rotieren. Man unterscheidet dabei entsprechend der Art ihrer Entstehung Scherungs- und Krümmungsvorticity.


Links: Krümmungsvorticity (oben) und Scherungsvorticity (unten)
Rot = positive (cyclonale) ; Blau= negative (anticyclonale) Vorticity

Rechts: Wenn man alle Ablenkungsmöglichkeiten eines Luftteilchens (hier auf der Nordhalbkugel) zusammenfasst, dann erhält man einen cyclonalen Wirbel (hier gegen den Uhrzeigersinn), also positive Vorticity. Die blauen Pfeile stehen für die Gradientenkraft entlang eines Druckgefälles, die die Luftteilchen in Bewegung setzt. Die roten Pfeile stehen für die ablenkende Corioliskraft und die schwarzen Pfeile zeigen die resultierende Bewegung der Luftteilchen. Mit zunehmendem Breitengrad nimmt die Erdvorticity zu und erreicht an den Polen ihr Maximum. Am Äquator wirkt keine Corioliskraft mehr und damit verschwindet auch die Erdvorticity. Quellen: http://www.wetter3.de/ und Wikipedia

Eine Windscherung (Scherungsvorticity) tritt immer dann auf, wenn eine Luftströmung sich aus verschiedenen Strömungsgeschwindigkeiten zusammensetzt. Die Krümmungsvorticity beruht hingegen auf einer Richtungsänderung der Strömung. Weiterhin ist zu berücksichtigen, daß wegen der Erdrotation, wo sich die Atmosphäre ja mitbewegt, bei jeder Wirbelbildung in der Luft, die (positive) Planetare Vorticity (Erdvorticity) hinzukommt. In Richtung der Pole nimmt die Erdvorticity zu, in Richtung Äquator nimmt sie dagegen ab. Die Erdvorticity wird durch die Corioliskraft verursacht, welche sich gut veranschaulichen lässt. Wir betrachten dazu beispielsweise ein Luftteilchen das sich vom Äquator nach Norden bewegt. Da die Erde sich um die eigene Achse dreht (Erdrotation), drehen sich auch die Luftteilchen ihrer Atmosphäre mit. Je weiter man nach Norden gelangt, umso langsamer bewegen sich die Luftteilchen in Drehrichtung, denn die Breitenkreise werden ja immer kleiner und somit der zurückzulegende Weg während einer Erdumdrehung immer kürzer. Das sich nach Norden bewegende Luftteilchen bekommt also eine höhere Geschwindigkeit in Drehrichtung der Erde mit, als sie die dort schon vorhandenen Luftteilchen haben. Deshalb eilt es diesen in Richtung der Erdrotation voraus, wird also nach rechts abgelenkt. Bewegt sich ein Luftteilchen von Norden in Richtung Äquator, so bekommt es eine niedrigere Geschwindigkeit in Richtung der Erddrehung mit als die jeweils schon vorhandenen Luftteilchen, und es bleibt diesen gegenüber zurück. Das Luftteilchen wird also, in Richtung seiner Bewegung, von Norden zum Äquator gesehen, ebenfalls nach rechts abgelenkt. Bewegt sich ein Luftteilchen auf einem mittleren Breitenkreis in Richtung der Erdrotation, so wird es schneller als die es umgebenden Luftteilchen und bewegt sich zu einem Breitenkreis, der der höheren Geschwindigkeit entspricht. Das Luftteilchen wird also nach rechts in Richtung Süden abgelenkt. Ein Luftteilchen, das sich auf einem mittleren Breitenkreis entgegen der Erdrotation bewegt, verliert gegenüber den Luftteilchen der Umgebung an Geschwindigkeit und sucht sich einen dementsprechenden Breitenkreis. Also wird es ebenfalls nach rechts, diesmal aber in Richtung Norden abgelenkt. Fassen wir die eben beschrieben Ablenkungen durch die Corioliskraft zusammen, so erhalten wir einen cyclonalen Wirbel, einen Wirbel gegen den Uhrzeigersinn und das bedeutet positive Vorticity. Die Erdvorticity ist also immer positiv!

Man unterscheidet die Relative Vorticity, also die Wirbelstärke relativ zu der von uns als ruhend empfundenen Erde, von der Absoluten Vorticity, die sich aus Relativer Vorticity und Planetarer Vorticity zusammensetzt. Alle Luftwirbel haben einen Drehimpuls (Drall) der erhalten bleibt, wenn sie nicht an Energie hinzugewinnen oder Energie verlieren. Diese Eigenschaft wird Potentielle Vorticity genannt. Sie ist definiert als der Quotient der Absoluten Vorticity einer rotierenden Luftsäule und der Höhe dieser Luftsäule.


Wie bei einem Eiskunstläufer, der während der Drehung seine Arme zum Körper anzieht und sich dadurch schneller dreht, so erhöht die vertikale Streckung einer rotierenden Luftsäule, deren Durchmesser dabei abnimmt, ihre Vorticity und umgekehrt (Pirouetteneffekt).
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Im Bereich der maximalen Krümmung und Scherung eines Höhentroges, auf der Trogachse, erreicht die Höhenströmung (Jetstream)eine maximale positive Relative Vorticity, die dann aber auf der Vorderseite des Troges im Osten, wo Krümmung und Windscherung abnehmen, die Erdvorticity aber zunimmt wieder abgebaut wird, denn die Potentielle Vorticity bleibt ja konstant. Man kann es auch so ausdrücken: Positive Absolute Vorticity wird von einem Bereich starker Krümmung in einen Bereich schwacher Krümmung transportiert. Dieser Vorgang wird Positive Vorticity Advektion (PVA) genannt. Advektion leitet sich von dem lateinischen Verb advehere (heranführen, heranbringen, heranfahren, transportieren) ab. Die schwache Krümmung der Luftströmung zeigt einen Abbau positiver Relativer Vorticity zugunsten einer zunehmenden positiven Erdvorticity. Der Abbau von Relativer Vorticity auf der Trogvorderseite geschieht durch horizontale Divergenz, vor allem in der Höhe, wo die Windgeschwindigkeiten des Jetstreams am größten sind. Dabei nimmt der Durchmesser der Luftsäule zu und die Wirbelstärke, also die Relative Vorticity nimmt dementsprechend ab. Die Potentielle Vorticity bleibt ja, wie gesagt, erhalten. Durch die Divergenz in der Höhe verliert die Luftsäule an Masse, so daß bis zum Boden hin der Luftdruck fällt. Durch diese Störung wird von ringsherum Luft angesaugt (Konvergenz in Bodennähe) und es bildet sich ein aufwärts gerichteter Luftwirbel.


Auf der Vorderseite eines Höhentroges hat sich ein dynamisches Tiefdruckgebiet gebildet.
Die rote Linie markiert die Trogachse, wo Relative Krümmungs- und Scherungsvorticity ein Maximum erreichen. Der blaue Kreis zeigt die Zone maximaler Divergenz auf der Trogvorderseite, wo Relative Vorticity abgebaut wird. Die Erdvorticity nimmt hier hingegen zu. Westlich und östlich des Azorenhochs sind zwei Kaltlufttropfen (Höhentiefs) Einer hat sich bereits von der Westwindzone getrennt, der Andere befindet sich noch im „Cut Off“ – Prozeß. Kaltlufttropfen entstehen immer dann, wenn die Rossby-Wellen in der Höhenströmung der Westwindzone sehr ausgeprägt sind, der Jetstream also sehr stark mäandert. Das geschieht beispielsweise bei einem abnehmenden Temperatur- und Druckgefälle (Gradient) an der Polarfront, wodurch die Höhenströmung immer langsamer wird bis sie am Ende ganz zusammenbricht. Dadurch frieren „ihre“ dynamischen Tiefdruckgebiete ein und bewegen sich kaum noch weiter. Die Tiefs werden also stationär. Weiter polwärts bildet sich eine neue Westwindzone zunächst ohne Rossby-Wellen und demzufolge sehr hoher Strömungsgeschwindigkeit. Da so kein effektiver Wärmeaustausch stattfinden kann, steigen der Temperaturgegensatz und das Druckgefälle an der Polarfront wieder an und es bilden sich wieder Rossby-Wellen und damit entwickeln sich auch wieder dynamische Hoch- und Tiefdruckgebiete in der „neuen“ Westwindzone.Auf diesem Wege trennt sich also das "eingefrorene", stationäre Tiefdruckgebiet von der Westwindzone („Cut Off“ - Prozess). Dieses stationäre Tiefdruckgebiet ist ein Höhentief und besteht aus kalter Luft, die von der wärmeren Umgebungsluft völlig eingeschlossen ist. Als Kaltlufttropfen kann es durchaus einige Tage oder sogar Wochen überleben. Da die Luft unter ihm wärmer ist (labile Schichtung) können sich bei ausreichender Luftfeuchtigkeit Quellwolken (Cumulus und Cumulunimbus) bilden. Das wiederum bedeutet meist länger anhaltendes Schlechtwetter. Das Höhentief (Kaltlufttropfen) bewegt sich nur noch langsam voran, angetrieben nicht mehr von den Höhenwinden der Westwindzone, sondern von den jeweils vorherrschenden bodennahen Winden.
Die abgebildete Höhenkarte zeigt die 500 hPa-Fläche (Geopotential) und indirekt auch die Temperaturen mit der so genannten Relativen Topographie (RETOP). Die 500 hPa-Fläche wird durch die schwarzen Linien sichtbar und ergibt sich aus den jeweiligen Höhe über dem Boden in denen der Luftdruck auf 500 hPa gesunken ist (Höhenangaben in Dekametern!). Warme Luft dehnt sich in der Vertikalen mehr aus als kalte Luft, so daß der Luftdruck auch erst in entsprechend größerer Höhe auf 500 hPa gefallen ist. Die 500 hPa-Fläche bildet so eine Art "Landschaft" mit "Bergen" (Warmluft)und "Tälern"(Kaltluft). Die schwarzen Linien der 500 hPa-Fläche verbinden Orte miteinander, die jeweils in der gleichen Höhe liegen. Diese auch Isohypsen genannten Linien lassen den Verlauf der Höhenwinde in der Westwindzone und damit auch die 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. Dieser Höhenabstand ist wieder in Form von Isohypsen dargestellt. Gebiete mit relativ geringen Schichtdicken entsprechen einer relativ niedrigen Lufttemperatur der betreffenden Schicht. Die Gebiete mit hoher Schichtdicke, also einem großen Abstand zwischen den Isobarenflächen entsprechen dagegen einer relativ hohen Lufttemperatur der betreffenden Schicht. Die Temperaturen 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 auf den Isobaren eingetragen. Die Hoch- und Tiefdruckgebiete sind so auf einen Blick auszumachen. Quelle:
http://www.wetter3.de/
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Man kann sich das Ganze auch so vorstellen: Die Luftsäule denke man sich aus (unendlich) vielen kleinen Luftsäulen übereinander zusammengesetzt. Durch die mit wachsender Höhe zunehmende Divergenz wird der Durchmesser der kleinen Luftsäulen entsprechend immer größer. Gleichzeitig werden die kleinen Luftsäulen, wegen der Erhaltung der Potentiellen Vorticity aber auch immer kürzer. Die Gesamtlänge der kleinen Luftsäulen reicht dann nicht mehr bis zum Boden herab. Die dadurch entstehende „Leerstelle“ in der großen, aus den vielen kleinen zusammengesetzten Luftsäule wird dann mit Luft aus der bodennahen Umgebung aufgefüllt (bodennahe Konvergenz). Auf diese Weise entstehen die dynamischen Tiefdruckgebiete (Cyclonen).

Durch die von ihrem Tiefdruckzentrum ausgehende Drehbewegung stößt warme Luft nach Norden gegen die Kaltluft vor (Warmfront), und im Gegenzug stößt kalte Luft nach Süden gegen die Warmluft (Kaltfront) vor. 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.


Entwicklung und Aufbau eines dynamischen Tiefdruckgebietesnach
Vilhelm Bjerknes (1862-1951), der die Polarfronttheorie entwickelte.

Später löst sich das Tiefdruckgebiet dann ganz auf. Die durchschnittliche Lebensdauer dynamischer Tiefdruckgebiete liegt nur bei knapp einer Woche. An den Kaltfronten älterer Tiefdruckgebiete können wiederum kleine Wellenstörungen auftreten und die Bildung weiterer dynamischer Tiefdruckgebiete (Randtiefs, Tochtertiefs) auslösen.

Im Bereich der Achse eines Höhenrückens (Hochkeil) erreicht die Höhenströmung (Jetstream) dagegen eine maximale negative Vorticity, da wegen der in Richtung Pol zunehmenden Erdvorticity im Gegenzug positive Relative Vorticity abgebaut werden muß, um wiederum die Potentielle Vorticity konstant zu halten. Auf der Vorderseite des Höhenrückens im Osten, nehmen Krümmung, Windscherung und Erdvorticity wieder ab. Im Gegenzug wird negative Vorticity abgebaut und positive Vorticity aufgebaut. Hier spricht man von Negativer Vorticity Advektion (NVA). Der Aufbau positiver Relativer Vorticity (Abbau negativer Relativer Vorticity) geschieht durch horizontale Konvergenz in der Höhe, wobei der Durchmesser der Luftsäule abnimmt und die Wirbelstärke dementsprechend zunimmt. Dieses geschieht durch horizontale Konvergenz in der Höhe, wobei der Durchmesser der Luftsäule abnimmt und die Wirbelstärke, also die Relative Vorticity dementsprechend zunimmt. Die Potentielle Vorticity bleibt dabei natürlich wieder erhalten. Durch die Konvergenz in der Höhe gewinnt die Luftsäule an Masse, so daß bis zum Boden hin der Luftdruck ansteigt.

Die Luft weicht ringsherum nach außen aus (Divergenz in Boden) und es bildet sich ein abwärts gerichteter Wirbel. Auf diese Weise entstehen die dynamischen Hochdruckgebiete (Anticyclonen). Da die Luft in einem solchen Hochdruckgebiet nach unten sinkt und sich dabei erwärmt lösen sich vorhandene Wolken auf.

Wir fassen noch einmal zusammen: Durch kleine Wellenstörungen wird die Höhenströmung des Jetstreams zunehmend turbulent, und es entstehen dynamische Hoch- und Tiefdruckwirbel, die dann für eine Durchmischung von Warm- und Kaltluft und damit für einen erheblichen Abbau des Temperaturgegensatzes zwischen Tropen- und der Polarregion sorgen. Die Tiefdruckwirbel bewegen sich in der Westwindzone in Richtung Osten nach Europa und sorgen in den Gebieten unter ihren Zugbahnen für eine milde und feuchte Witterung.

Das Sturmtief Inge
Am 8.März 2008 erreicht das Sturmtief Inge Westeuropa und sorgt dort für eine zunehmende Schichtbewölkung im Bereich der Warmfront und für teilweise schauerartige Niederschläge und Windböen im Bereich der Kaltfront. Dahinter folgt polare Kaltluft, und es wird deutlich kälter, so daß auch Schneefälle möglich erscheinen.


Wetterlage am 8.März 2008 um 12:00 Uhr UTC
Links: Die Warmfront des dynamischen Tiefdruckgebietes Inge hat die Nordsee erreicht, während die Kaltfront sich von den Britischen Inseln im Bogen über den Nordatlantik erstreckt und dabei die Vorderseite des Höhentroges nachzeichnet. Dahinter strömt auf breiter Front polare Kaltluft nach, gut an der zellularen Bewölkung zu erkennen, die entsteht, wenn die kalte Luft über das noch relativ warme Meer strömt, wobei durch die labile Luftschichtung – die vom Wasser erwärmte Luft steigt wegen ihrer dann geringeren Dichte in der umgebenden kalten Luft auf - zahlreiche Konvektionszellen entstehen, in denen sich Quellwolken (Cumulus), darunter auch zahlreiche Gewitterzellen (Cumulunimbus)bilden können. Über der Nordseeküstenregion liegt ein Zwischenhoch und sorgt für eine vorübergehende Aufheiterung (Infrarotaufnahme (IR) von Meteosat)

Rechts: Das dynamische Tiefdruckgebiet Inge hat die Britischen Inseln erreicht, während sich ihre Ausläufer schon dem europäischen Festland nähern. Über dem Mittelmeer befindet sich noch immer ein Kaltlufttropfen, wodurch es in Höhenlagen sogar zu Schneefällen kommt.
Die abgebildete Höhenkarte zeigt die 500 hPa-Fläche (Geopotential) und indirekt auch die Temperaturen mit der so genannten Relativen Topographie (RETOP). Die 500 hPa-Fläche wird durch die schwarzen Linien sichtbar und ergibt sich aus den jeweiligen Höhe über dem Boden in denen der Luftdruck auf 500 hPa gesunken ist (Höhenangaben in Dekametern!). Warme Luft dehnt sich in der Vertikalen mehr aus als kalte Luft, so daß der Luftdruck auch erst in entsprechend größerer Höhe auf 500 hPa gefallen ist. Die 500 hPa-Fläche bildet so eine Art "Landschaft" mit "Bergen" (Warmluft)und "Tälern"(Kaltluft). Die schwarzen Linien der 500 hPa-Fläche verbinden Orte miteinander, die jeweils in der gleichen Höhe liegen. Diese auch Isohypsen genannten Linien lassen den Verlauf der Höhenwinde in der Westwindzone und damit auch die 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. Dieser Höhenabstand ist wieder in Form von Isohypsen dargestellt. Gebiete mit relativ geringen Schichtdicken entsprechen einer relativ niedrigen Lufttemperatur der betreffenden Schicht. Die Gebiete mit hoher Schichtdicke, also einem großen Abstand zwischen den Isobarenflächen entsprechen dagegen einer relativ hohen Lufttemperatur der betreffenden Schicht. Die Temperaturen 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 auf den Isobaren eingetragen. Die Hoch- und Tiefdruckgebiete sind so auf einen Blick auszumachen. Im Kern des Sturmtiefs Inge, beispielsweise, liegt der Luftdruck nur bei 970 hPa!

Quellen: http://www.metoffice.gov.uk/
http://www.wetter3.de/
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Wetterlage am 8.März 2008 um 20:00 Uhr UTC
Die Warmfront von Inge hat die Nordseeküste erreicht, und auch die Kaltfront ist nicht mehr weit. Es wird stürmisch bei Winden aus westlichen Richtungen. Durch die nachströmende polare Kaltluft wird es auch deutlich kälter. Infrarotaufnahme (IR) von Meteosat Quelle: http://www.metoffice.gov.uk/
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Die stürmische Johanna
Westlich von Island ist das neue Sturmtief Johanna am 9.März 2008 dabei sich zu einem echten Orkantief zu entwickeln.


Wetterlage am 9.März 2008 um 06:00 UTC
Die rote Linie markiert einen Bereich maximaler Windgeschwindigkeit im Jetstream (Jetstreak, hier ist der Temperatur- und damit auch Druckgradient an der Polarfront besonders hoch!), erkennbar an den eng gedrängten Isohypsen. Dort herrscht maximale positive Relative Vorticity aufgrund der Windscherung innerhalb des Jetstreams. Stromabwärts, im Bereich des blauen Kreises wird positive Relative Vorticity abgebaut, und es kommt zu einer Divergenz in der Höhenströmung. Das dynamische Sturmtief Johanna ist geboren.
Die abgebildete Höhenkarte zeigt die 500 hPa-Fläche und die dort herrschenden Temperaturen.Die 500 hPa-Fläche wird durch die schwarzen Linien sichtbar und wird aus der Höhebestimmt, in der der Luftdruck auf 500 hPa gesunken ist (Höhenangaben in Dekametern!).Warme Luft ist nun aber nach oben hin ausgedehnter als kalte Luft, so daß der Luftdruckauch erst in entsprechend größerer Höhe auf 500 hPa abgesunken ist. Die 500 hPa-Flächebildet also eine Art "Landschaft" mit "Bergen" und "Tälern". Die Farben zeigen dieTemperaturen (von violett, über blau, grün, gelb nach rot zunehmend) auf der 500 hPa-Flächeund die weißen Linien mit den Zahlen einzelne Temperaturwerte. Linien die Orte miteinanderverbinden, wo jeweils der in der gleichen Höhe liegen, nennt man Isohypsen. Die schwarzen Liniender 500 hPa-Fläche sind demzufolge 500 hPa-Isohypsen. Diese lassen wiederum den Verlauf der Höhenströmung der Westwindzone gut erkennen. Quelle:
http://www.wetter3.de/
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Das Orkantief entwickelt sich rasant im Laufe des Tages und nähert sich auf Ostkurs den Britischen Inseln, wie die folgenden Bilder sehr eindrucksvoll zeigen ...


Die Wetterlage am 9.März um 12:00 UTC und um 18:00 Uhr UTC
Ein gewaltiger Kaltluftstrom bewegt sich nach Westeuropa, erkennbar an der zellularen Bewölkung, die entsteht, weil die polare Kaltluft über die relativ warme Wasseroberfläche des Nordatlantik strömt. Dabei bilden sich zahlreiche Konvektionszellen, in denen sich Quellwolken bilden (links VIS-, rechts IR-Aufnahme von Meteosat).
Quelle: http://www.metoffice.gov.uk/



Die zu den beiden Bildern oben dazugehörigen Höhenkarten zeigen die 500 hPa-Fläche (Geopotential) und indirekt auch die Temperaturen mit der so genannten Relativen Topographie (RETOP). Die 500 hPa-Fläche wird durch die schwarzen Linien sichtbar und ergibt sich aus den jeweiligen Höhe über dem Boden in denen der Luftdruck auf 500 hPa gesunken ist (Höhenangaben in Dekametern!). Warme Luft dehnt sich in der Vertikalen mehr aus als kalte Luft, so daß der Luftdruck auch erst in entsprechend größerer Höhe auf 500 hPa gefallen ist. Die 500 hPa-Fläche bildet so eine Art "Landschaft" mit "Bergen" (Warmluft)und "Tälern"(Kaltluft). Die schwarzen Linien der 500 hPa-Fläche verbinden Orte miteinander, die jeweils in der gleichen Höhe liegen. Diese auch Isohypsen genannten Linien lassen den Verlauf der Höhenwinde in der Westwindzone und damit auch die 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. Dieser Höhenabstand ist wieder in Form von Isohypsen dargestellt. Gebiete mit relativ geringen Schichtdicken entsprechen einer relativ niedrigen Lufttemperatur der betreffenden Schicht. Die Gebiete mit hoher Schichtdicke, also einem großen Abstand zwischen den Isobarenflächen entsprechen dagegen einer relativ hohen Lufttemperatur der betreffenden Schicht. Die Temperaturen 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 auf den Isobaren eingetragen. Die Hoch- und Tiefdruckgebiete sind so auf einen Blick auszumachen. Quelle: http://www.wetter3.de/
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Johanna hat zwischen 12:00 und 18:00 Uhr UTC einen zweiten Tiefdruckkern ausgebildet, was auf den nächsten beiden Höhenkarten besonders gut auszumachen ist ...


Wetterlage am 9.März 2008 um 12:00 Uhr UTC und um 18:00 Uhr UTC
Die rote Linie im rechten Bild markiert einen Bereich maximaler Windgeschwindigkeit im Jetstream (Jetstreak, hier ist der Temperatur- und damit auch Druckgradient an der Polarfront besonders hoch!), erkennbar an den eng gedrängten Isohypsen. Dort herrscht maximale positive Relative Vorticity aufgrund der Windscherung innerhalb des Jetstreams. Stromabwärts, im Bereich des blauen Kreises wird positive Relative Vorticity abgebaut, und es kommt zu einer Divergenz in der Höhenströmung. So konnte sich ein zweites Tiefdruckzentrum ausbilden.
Die beiden Höhenkarten zeigen die 500 hPa-Fläche und die dort herrschenden Temperaturen.Die 500 hPa-Fläche wird durch die schwarzen Linien sichtbar und wird aus der Höhebestimmt, in der der Luftdruck auf 500 hPa gesunken ist (Höhenangaben in Dekametern!).Warme Luft ist nun aber nach oben hin ausgedehnter als kalte Luft, so daß der Luftdruckauch erst in entsprechend größerer Höhe auf 500 hPa abgesunken ist. Die 500 hPa-Flächebildet also eine Art "Landschaft" mit "Bergen" und "Tälern". Die Farben zeigen dieTemperaturen (von violett, über blau, grün, gelb nach rot zunehmend) auf der 500 hPa-Flächeund die weißen Linien mit den Zahlen einzelne Temperaturwerte. Linien die Orte miteinanderverbinden, wo jeweils der in der gleichen Höhe liegen, nennt man Isohypsen. Die schwarzen Liniender 500 hPa-Fläche sind demzufolge 500 hPa-Isohypsen. Diese lassen wiederum den Verlauf der Höhenströmung der Westwindzone gut erkennen. Quelle: http://www.wetter3.de/
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Im Laufe des Vormittags des 10.März 2008 entfaltet das Orkantief seine ganze Schönheit.

Es bildet eine Wirbelstruktur aus, wie man sie nicht alle Tage sieht. Dies zeigen sehr eindrucksvoll diese beiden Satellitenbilder...


Die Wetterlage am 10.März 2008 um 10:00 Uhr UTC und um 12:00 Uhr UTC
Im Rücken der Kaltfront gelangt polare Kaltluft bis in die Biskaya. Die zellulare Bewölkung, die eine richtige "Wolkenstraße" ausbildet entsteht, weil die polare Kaltluft über das noch relativ warme Meer strömt. Durch die labile Luftschichtung – die vom Wasser erwärmte Luft steigt wegen ihrer dann geringeren Dichte in der umgebenden kalten Luft auf - entstehen zahlreiche Konvektionszellen, in denen sich Quellwolken (Cumulus), darunter auch zahlreiche Gewitterzellen (Cumulunimbus)bilden. Das sich das Orkantief im Gegenuhrzeigersinn dreht, wehen stürmische Winde aus südwestlichen Richtungen. Quelle: http://www.metoffice.gov.uk/

Johanna ist für Grossbritannien und Frankreich der bisher stärkste Sturm dieses Jahres:

Im Südwesten Englands und in Wales bricht die Stromversorgung für tausende Haushalte zusammen. Bei Windstärken von bis zu 130 km/h werden zahlreiche Bäume umgerissen, so daß es zu erheblichen Verkehrsbehinderungen kommt.Vielerorts kommt es zu Starkregen. Die Behörden warnen vor Reisen in die Küstengebiete und vor einer schweren Sturmflut. Der Fährverkehr zwischen Südengland und Frankreich sowie Spanien ist schon weitgehend eingestellt. Auch der Flugverkehr von London wird durch den Sturm beeinträchtigt. 50 Flüge mussten schon gestrichen werden. In den Hochlandgebieten von Schottland rechnet der britische Wetterdienst sogar mit Schneestürmen! In der Irischen See erreichen die Wellen zeitweise eine Höhe von bis zu 25m, wodurch mehrere Schiffe in Schwierigkeiten geraten.

An der französischen Westküste erreichte der schwere Sturm Windgeschwindigkeiten von bis zu 110 km/h . Vielerorts kam es zu Überschwemmungen. Die Fährverbindungen zu den größeren Inseln westlich der Bretagne wurden unterbrochen. Wie in Großbritannien kam es auch in Frankreich zu heftigen Regenschauern und durch umgestürzte Bäume vielerorts zu starken Verkehrsbehinderungen.


Links: Die Niederschlagssummen am 10. März 2008 von 12:00 bis 18:00 Uhr UTC zeigen, daß im Einflussbereich des Orkantiefs Johanna vielerorts große Regenmengen fielen.
Rechts:Die Karte zeigt die Niederschlagsstärken - also die Heftigkeit der Niederschläge - und die Niederschlagsformen der letzten 6 Stunden vor 18:00 Uhr UTC (Blau = Regen und Eisregen, Rosa = Schnee und Graupel). Auch die Isobaren des Bodenluftdrucks sind eingezeichnet (grün). Isobaren sind Linien die Orte mit gleichem Luftdruck untereinander verbinden.
Quelle: http://www.wetter3.de/
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Das stürmische Wetter soll nach Meinung der Meteorologen noch mindestens bis Mittwoch anhalten und sich bis dahin sogar weiter verstärken, denn ein weiteres Tiefdruckgebietist im Anmarsch, das Sturmtief Kirsten. In Deutschland kommt es am Abend und in der Nacht ebenfalls zu schwereren Sturmböen und Regenfällen. Allerdings hat das Orkantief Johanna hier schon deutlich an Stärke verloren. Am 11.März 2008 lassen die Sturmböen deutlich nach, denn ein Zwischenhoch zieht durch.

Kirsten
Am frühen Morgen des 12.März 2008 erreicht das Sturmtief Kirsten die Britischen Inseln und am Mittag zieht es bereits über Südnorwegen hinweg. Es weht ein zunehmend stürmischer werdender Wind aus westlichen, später südwestlichen Richtungen, und beim Durchzug der Kaltfront kommt zu heftigen Regenschauern. Der Kaltfront folgt polare Kaltluft nach, die zahlreiche Konvektionszellen mit zellularer Quellbewölkung enthält. Dadurch kommt es immer wieder zu Regenschauern und auch zu einzelnen Gewittern mit Graupel und Starkregen. In Hochlagen fällt auch Schnee.


Wetterlage am 12.März 2008 um 0:00 Uhr UTC und um 12:00 Uhr UTC
Hinter der Kaltfront des Sturmtiefs Kirsten strömt polare kaltluft nach, gut erkennbar an der zellularen Bewölkung, die entsteht, weil die kalte Luft über die relativ warme Wasseroberfläche des Nordatlantik strömt. Dabei bilden sich zahlreiche Konvektionszellen, in denen sich Quellwolken bilden (links IR-, rechts VIS-Aufnahme von Meteosat).
Quelle: http://www.metoffice.gov.uk/


Links: Der Kern des Sturmtiefs Kirsten hat Südskandinavien erreicht. Es wehen stürmische Winde aus westlichen und teilweise auch aus südwestlichen Richtungen.
Die abgebildete Höhenkarte zeigt die 500 hPa-Fläche (Geopotential) und indirekt auch die Temperaturen mit der so genannten Relativen Topographie (RETOP). Die 500 hPa-Fläche wird durch die schwarzen Linien sichtbar und ergibt sich aus den jeweiligen Höhe über dem Boden in denen der Luftdruck auf 500 hPa gesunken ist (Höhenangaben in Dekametern!). Warme Luft dehnt sich in der Vertikalen mehr aus als kalte Luft, so daß der Luftdruck auch erst in entsprechend größerer Höhe auf 500 hPa gefallen ist. Die 500 hPa-Fläche bildet so eine Art "Landschaft" mit "Bergen" (Warmluft)und "Tälern"(Kaltluft). Die schwarzen Linien der 500 hPa-Fläche verbinden Orte miteinander, die jeweils in der gleichen Höhe liegen. Diese auch Isohypsen genannten Linien lassen den Verlauf der Höhenwinde in der Westwindzone und damit auch die 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. Dieser Höhenabstand ist wieder in Form von Isohypsen dargestellt. Gebiete mit relativ geringen Schichtdicken entsprechen einer relativ niedrigen Lufttemperatur der betreffenden Schicht. Die Gebiete mit hoher Schichtdicke, also einem großen Abstand zwischen den Isobarenflächen entsprechen dagegen einer relativ hohen Lufttemperatur der betreffenden Schicht. Die Temperaturen 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 auf den Isobaren eingetragen. Die Hoch- und Tiefdruckgebiete sind so auf einen Blick auszumachen.
Rechts: Die Karte zeigt die Niederschlagsstärken und Niederschlagsformen der letzten 6 Stunden von 18:00 Uhr UTC am12.März.2008 bis 0:00 Uhr UTC am 13.März 2008. Das Sturmtief Kirsten brachte Starkregen und In den Hochlagen teilweise sogar Schneefall.(Blau = Regen und Eisregen, Rosa = Schnee und Graupel). Auch die Isobaren des Bodenluftdrucks sind eingezeichneet (grün). Isobaren sind Linien, die Orte mit gleichem Luftdruck untereinander verbinden.
Quelle:
http://www.wetter3.de/
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Bei Windgeschwindigkeiten von über 110 km/h, in höheren Lagen auch von bis zu 160 km/h kommt es zu erheblichen Verkehrsbehinderungen und Schäden durch umgestürzte Bäume.
Lara
Am 15.März 2008 erreicht das Sturmtief Lara Europa, aber so richtig stürmisch wird es nicht.


Wetterlage am 15.März 2008 um 06:00 Uhr UTC
Infrarotaufnahme (IR) des europäischen Wettersatelliten Meteosat
Quelle: http://www.metoffice.gov.uk/
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Auf dem Satellitenbild gut zu erkennen ist die zum Tiefdruckgebiet mit Zentrum über den Britischen Inseln gehörende Kaltfront, die sich von Irland, über die Biskaya und durch die Iberische Halbinsel erstreckt. Sie zeichnet den Verlauf der Polarfront nach. Das Tief lenkt polare Kaltluft an seiner Westflanke vorbei bis zur portugiesischen Atlantikküste, gut erkennbar an der zellularen Bewölkung, die immer dann entsteht, wenn kalte Luft über die noch relativ warme Meeresoberfläche strömt, wodurch zahlreiche Konvektionszellen entstehen, in denen sich Quellwolken (Cumulus) bilden. Da sich das Tief im Gegenuhrzeigersinn dreht, kommen die Winde in Westeuropa aus nordwestlichen Richtungen, in Mitteleuropa dagegen aus südwestlichen Richtungen.

Gegenüber im Süden liegt das Azorenhoch. Es lenkt tropische Warmluft ebenfalls an seiner Westflanke vorbei im Uhrzeigersinn nach Westen

Wetterlage am 15.März 2008 um 06:00 Uhr UTC
Links:
Die Höhenkarte zeigt die 500 hPa-Fläche (Geopotential) und die dort herrschenden Temperaturen. Die 500 hPa-Fläche wird durch die schwarzen Linien sichtbar und ergibt sich aus den jeweiligen Höhe über dem Boden in denen der Luftdruck auf 500 hPa gesunken ist (Höhenangaben in Dekametern!). Warme Luft dehnt sich nun aber nach oben hin mehr aus als kalte Luft, so daß der Luftdruck auch erst in entsprechend größerer Höhe auf 500 hPa gefallen ist. Die 500 hPa-Fläche bildet so eine Art "Landschaft" mit "Bergen" (Warmluft)und "Tälern"(Kaltluft). Die schwarzen Linien der 500 hPa-Fläche verbinden Orte miteinander, die jeweils in der gleichen Höhe liegen. Diese auch Isohypsen genannten Linien lassen den Verlauf der Höhenwinde in der Westwindzone und damit auch die Polarfront gut erkennen. Die Farben zeigen die Temperaturen (von violett, über blau, grün, gelb nach rot zunehmend) auf der 500 hPa-Fläche und die weißen Linien mit den Zahlen einzelne Temperaturwerte an.
Rechts: Die Karte zeigt die Niederschlagsstärken - also die Heftigkeit der Niederschläge - und die Niederschlagsformen der letzten 6 Stunden vor 06:00 Uhr UTC (Blau = Regen und Eisregen, Rosa = Schnee und Graupel). Auch die Isobaren des Bodenluftdrucks sind eingezeichnet (grün). Isobaren sind Linien die Orte mit gleichem Luftdruck untereinander verbinden. Die Niederschlagsorte in ihrer Gesamtheit zeigen recht gut die Lage der Frontensysteme der heranziehenden Tiefdruckgebiete an.
Quelle: http://www.wetter3.de/
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Der Wolkenwirbel über dem nördlichen Balkan gehört zu einem Kaltlufttropfen, der sich aus der Westwindzone gelöst hat. Kaltlufttropfen entstehen dann, wenn das Temperaturgefälle an der Polarfront zu gering wird. Die Strömungsgeschwindigkeit im Jetstream nimmt dann sehr ab, und die Rossby-Wellen innerhalb des Jetstreams werden so stark, daß die Höhenströmung schließlich ganz und gar zusammenbricht. Die dynamische Hoch- und Tiefdruckgebiete in der Westwindzone werden dann quasi "eingefroren" und bewegen sich nicht mehr weiter nach Osten, denn die sie antreibende Höhenströmung ist ja nicht mehr vorhanden. Polwärts bildet sich eine neue Westwindzone ohne Rossby-Wellen aus, mit demzufolge hoher Strömungsgeschwindigkeit. Da so kein Temperaturausgleich stattfinden kann, werden die Temperaturgegensätze zwischen tropischer Warmluft und polarer Kaltluft immer größer, bis sich durch Instabilitäten wieder Rossby-Wellen bilden und damit auch wieder neue dynamische Hoch- und Tiefdruckgebiete entstehen können. Durch diesen Vorgang haben sich die "eingefrorenen", stationären Tiefdruckgebiete von der Westwindzone getrennt (Cut Off). Es handelt sich bei ihnen um Bereiche kalter Luft, die von wärmerer Umgebungsluft völlig eingeschlossen sind. Sie heißen deshalb Kaltlufttropfen. Als kalte Höhentiefs über relativ warmer Luft - eine labile Luftschichtung also - „saugen“ sie die Luft nach oben. Diese kühlt dabei ab, und es entwickeln sich viele Quellwolken. Heftige Niederschläge (Regen, Schnee) und auch Gewitter (Hagel) sind dann die Regel. Die stationären Hochdruckgebiete blockieren in ihrem Einflussbereich die Westwindzone und fördern so ihrerseits wieder die Abschnürung weiterer Kaltlufttropfen aus der Westwindzone (Cut Off). Besonders dann, wenn ein solcher Kaltlufttropfen sich über noch relativ warmes Wasser bewegt, wo entsprechend viel Wasser verdunstet, kann er neue Energie (latente Wärme) aufnehmen, die als Kondensationswärme bei der Wolkenbildung wieder frei wird, was dann wiederum die Wolkenbildung verstärkt. Dabei gewinnen die Kaltlufttropfen als Höhentiefs gewaltig an Stärke und können sich zu beachtlichen Stürmen entwickeln.
Wetterlage am 15.März um 10:00 Uhr UTC
Auf der Meteosat -Aufnahme im sichtbaren Licht (VIS) lässt sich der Einstrom der polaren Kaltluft mit der dazugehörigen zellularen Bewölkung besonders gut erkennen.
Quelle: http://www.metoffice.gov.uk/
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Vorhersage für den 15.03.2008 nachmittags und tatsächliche Wetterlage um 18:00 Uhr UTC
Links:Die Wetterkarte stellt mit Hilfe von Isobaren, also Linien die Orte mit gleichem Luftdruck
untereinander verbinden, die Luftdruckverhältnisse in Bodennähe dar. Die schwarzen Halbkreise markieren die Warmfront und die schwarzen Dreiecke die Kaltfront der Tiefdruckgebiete. Außerdem werden die Temperatur und Bewölkungsverhältnisse dargestellt. Quelle: Deutscher Wetterdienst (DWD)

Rechts: Nur in Höhenlagen (hier in den Alpen) kommt es zu Schneefällen. Quelle: http://www.wetter3.de/
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Vorhersagen für den 16. und 17.März 2008 nachmittags
Durch die hinter der Kaltfront nachströmende nur leicht angewärmte polare Kaltluft wird es in Mitteleuropa zunehmend kälter. Quelle:DWD

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Jens Christian Heuer

Quellen:
http://www.metoffice.gov.uk/
http://www.wetter3.de/
Was ist Vorticity? Autor: Felix Welzenbach
unter: http://www.wetteran.de/knowledge/was_ist_vorticity.htm

Die beste Darstellung dieses schwierigen Themas im ganzen deutschsprachigen Raum !!!
http://www.wzforum.de/forum2/read.php?2,1306778
Eine schöne Analyse des Orkantiefs Johanna wiederum von Felix Welzenbach!
http://www.spiegel.de/

1 Kommentar:

Frank Abel hat gesagt…

Sehr schöne Zusammenfassung!

Ich freue mich auf die Fortsetzung und werde sie gespannt verinnerlichen.

Grüße vom Wetter-Blogger,

 
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