Samstag, 10. Mai 2008

Meteorologie Wettergeschehen

Omega bringt uns den Sommer, oder:
warum wir Pfingsten 2008 so schönes Wetter haben


Seit einigen Tagen scheint bei uns in Deutschland ununterbrochen die Sonne. Der Himmel ist beinahe wolkenfrei. In den Eiscafés und Freibädern herrscht Hochbetrieb. Kurz gesagt: Der Sommer ist da! Dafür ist eine Wetterlage verantwortlich, die nach dem Griechischen Buchstaben Omega benannt ist. Wie diese Omega-Wetterlage zustande kommt und ob wir sie in Zukunft öfter zu erwarten haben, soll nun näher untersucht werden.


Hoch- und Tiefdruckgebiete, Polarfront und Westwindzone
An der Polarfront, wo tropische Warmluft und polare Kaltluft aufeinander treffen, entstehen durch strömungsdynamische Prozesse Hoch- und Tiefdruckgebiete:

Warme Luft dehnt sich mehr in die Höhe aus als kalte Luft, so daß der Luftdruck mit zunehmender Höhe vergleichsweise langsamer abnimmt. Auf der Warmluftseite der Polarfront, über den Tropen, bildet sich demzufolge ein Höhenhoch und auf der Kaltluftseite, über der Polarregion 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 eine Gradientenkraft und löst einen starken Höhenwind (Jetstream) in Richtung Kaltluftseite, also in Richtung Nordpol aus.



Gradientenkraft an der Polarfront Bild durch Anklicken vergrößerbar!

Die Erdrotation lenkt durch die Corioliskraft den Höhenwind aber nach Osten ab, wodurch sich eine Westwindzone (Westdrift) herausbildet, die sich bis zum Boden hin durchsetzt. Durch die Höhenströmung verliert die Warmluftseite an Masse. Der Luftdruck am Boden sinkt, und ein Bodentief entsteht. Die polare Kaltluft am Nordpol, die sich nur wenig in die Höhe ausdehnt, sondern vielmehr in Bodennähe sammelt, 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 (Corioliskraft) 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. Diese Schwingungen des Jetstreams nennt man Rossby-Wellen.


Ablenkung von bewegten Luftteilchen durch die Erdrotation (Corioliskraft):
Die Erde dreht sich um die eigene Achse (Erdrotation) und die Luftteilchen ihrer Atmosphäre drehen sich 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. Wenn sich ein Luftteilchen beispielsweise vom Äquator nach Norden bewegt, bekommt es also eine höhere Geschwindigkeit in Drehrichtung der Erde mit, als sie die in den höheren Breitengraden befindlichen Luftteilchen haben. Deshalb eilt es diesen in Richtung der Erdrotation nach Osten 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 sich auf den niedrigeren Breitengraden jeweils schon befindlichen Luftteilchen, und es bleibt diesen gegenüber zurück. Das Luftteilchen wird nach Westen, also ebenfalls nach rechts abgelenkt. Bewegt sich ein Luftteilchen auf einem mittleren Breitenkreis nach Osten in Richtung der Erdrotation, so wird es schneller als die es umgebenden Luftteilchen und bewegt sich zu einem Breitenkreis, der der höheren Geschwindigkeit entspricht, wird also nach rechts in Richtung Süden abgelenkt. Ein Luftteilchen dagegen, das sich auf einem mittleren Breitenkreis nach Westen entgegen der Erdrotation bewegt, verliert gegenüber den Luftteilchen der Umgebung an Geschwindigkeit und sucht sich einen dementsprechenden Breitenkreis. Es wird in Richtung Norden, also ebenfalls nach rechts abgelenkt.
In der Abbildung stehen die blauen Pfeile 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. Quelle: Wikipedia Bild durch Anklicken vergrößerbar!

Auf der Rückseite - die Westseite bei einer von West nach Ost gerichteten Höhenströmung - eines Wellentals des Jetstreams (Höhentrog) wird die Luft beschleunigt, denn die Luftteilchen erfahren neben der Gradientenkraft, die vom Höhenhoch zum Höhentief weist, eine Zentrifugalkraft in genau die entgegengesetzte Richtung. Der Höhenströmung wird langsamer und durch die mit noch größerer Geschwindigkeit nachfolgende Luft gibt es einen Luftstau (Konvergenz). Die Luftsäule in diesem Bereich gewinnt an Masse, so daß der Bodenluftdruck steigt. Die Luft weicht ringsherum nach außen aus (Divergenz in Boden) und es bildet sich ein abwärts gerichteter Hochdruckwirbel. 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.
Wenn der Erdboden nachts stark auskühlt, werden auch die bodennahen Luftschichten dementsprechend kalt und halten so die absinkende warme Luft auf. Das nennt man Absinkinversion. Enthält die bodennahe Luft genug Feuchtigkeit, so entstehen Bodennebel. Dort wo es besonders kalt wird, kann es stellenweise zu Bodenfrost kommen. Wenn die Nebeltröpfchen bei Bodenkontakt gefrieren besteht Glatteisgefahr. Im Laufe des Tages erwärmt die Sonne den Erdboden und dieser wiederum die Luftschichten darüber. Bodennebel, soweit vorhanden, lösen sich auf. Die vom Boden erwärmte Luft steigt auf, trifft aber bald auf die noch wärmeren absinkenden Luftmassen des Hochdruckgebietes, die sich wie eine Sperrschicht verhalten und den weiteren Aufstieg der Luft von unten verhindern (stabile Luftschichtung). Bei ausreichender Luftfeuchtigkeit bildet sich unterhalb der Sperrschicht eine Schichtbewölkung (Hochnebel, Stratus, Stratocumulus) aus.


Polarfront-Jetstream mit Rossby-Wellen, dynamischen Hoch- und Tiefdruckgebieten
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Auf der Vorderseite eines Troges - die Ostseite bei einer von West nach Ost gerichteten Höhenströmung - nimmt die Geschwindigkeit der Höhenströmung wieder zu, da die abbremsende Zentrifugalkraft wegfällt. Die mit einer noch geringeren Geschwindigkeit nachfolgende Luft kommt nicht mit, die Luftsäule in diesem Bereich verliert an Masse (Divergenz) und der Bodenluftdruck fällt. Die Luft strömt von ringsherum herbei und es bildet sich ein aufwärts gerichteter Tiefdruckwirbel. 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.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.



Entwicklung und Aufbau eines dynamischen Tiefdruckgebietes nach Vilhelm Bjerknes (1862-1951), der die Polarfronttheorie entwickelte. Bilder durch Anklicken vergrößerbar!


Auch bei einem Wellenberg des Jetstreams (Hochkeil, Rücken) entstehen dynamische Hoch- und Tiefdruckgebiete, Da die Zentrifugalkraft hier aber in gleicher Richtung wie die Gradientenkraft wirkt, ist alles genau umgekehrt wie bei einem Trog. Auf der Rückseite entsteht durch Divergenz ein dynamisches Tief- und auf der Vorderseite durch Konvergenz ein dynamisches Hochdruckgebiet.

Blockierende Hochs, Kaltlufttropfen und die Omega-Wetterlage
Wenn das Temperaturgefälle an der Polarfront zu gering wird, entstehen blockierende Hochdruckgebiete und stationäre Tiefdruckgebiete (Höhentiefs, Kaltlufttropfen).
Die Strömungsgeschwindigkeit im Jetstream geht dann so sehr zurück, und die Schwingungen (Rossby-Wellen) innerhalb des Jetstreams werden so stark, daß die Höhenströmung schließlich ganz und gar zusammenbricht. Die dynamischen Hoch- und Tiefdruckgebiete in der Westwindzone werden dann quasi "eingefroren". Die eingefrorenen Hochdruckgebiete blockieren die Tiefdruckgebiete („blocking action“), die sich daraufhin von der Westwindzone trennen („cut off“). 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. Da die von der Westwindzone losgelösten Tiefs ursprünglich auf der Kaltluftseite der Polarfront entstanden sind, handelt es sich bei ihnen um Bereiche kalter Luft, die von der wärmeren Umgebungsluft der Warmluftseite völlig eingeschlossen sind. Aus diesem Grunde werden sie auch Kaltlufttropfen genannt. 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 (Cumulus, Cumulunimbus). Heftige Niederschläge (Regen, Schnee) und auch Gewitter (Hagel) sind dann die Folge.


Entstehung von stationären Tiefdruckgebieten (Höhentiefs, Kaltlufttropfen). Hier hat sich eine Omega Wetterlage eingestellt. Drei Druckgebilde, ein Hoch und zwei benachbarte Tiefs bilden eine Struktur die dem griechischen Buchstaben Omega (Ω) ähnelt.
Quelle: Wikiservice.at Bild durch Anklicken vergrößerbar!

Wenn sich nun im Laufe einer „blocking action“ ein Dreifachdruckgebilde herausbildet, welches aus einem blockierendem Hoch (Hochkeil) und zwei flankierenden Tiefdruckgebieten (Höhentröge) besteht, so stellt sich eine besonders stabile Wetterlage ein, die im Einflussbereich des blockierenden Hochs für anhaltendes Schönwetter sorgt. Genau das ist in den letzten Tagen vor Pfingsten passiert, wie die nun folgende Höhenkarte eindrucksvoll belegt.



Wetterlage 8.Mai 18:00 Uhr UTC Quelle: http://www.wetter3.de/
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Sie zeigt die 500 hPa-Fläche und die dort herrschenden Temperaturen. Die 500 hPa-Fläche wird durch die schwarzen Linien sichtbar und aus der Höhe bestimmt, in der 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 abgesunken ist. Die 500 hPa-Fläche bildet also eine Art "Landschaft" mit "Bergen" und "Tälern". 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. Linien die Orte miteinander verbinden, wo jeweils der in der gleichen Höhe liegen, nennt man Isohypsen. Die schwarzen Linien der 500 hPa-Fläche sind demzufolge 500 hPa-Isohypsen. Diese lassen wiederum den Verlauf der Höhenströmung der Westwindzone gut erkennen.

Auch auf der Meteosat-Aufnahme, im sichtbaren Bereich fotografiert, zeichnet sich die Omega-Struktur des Druckgebildes aus Hochkeil und zwei flankierenden Höhentrögen sehr schön ab.


Wetterlage 8.Mai 17:00 Uhr UTC Quelle: http://www.metoffice.gov.uk/
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Über der Iberischen Halbinsel und über dem westlichen Nordafrika verursacht ein Höhentief (Kaltlufttropfen) im Höhentrog westlich des Hochkeils heftige Niederschläge und Gewitter. Die Kaltfront eines weiteren, vom Hochdruckgebiet über Mitteleuropa blockierten Tiefdruckgebietes mit Zentrum südlich von Island, erstreckt sich von Nordwesten nach Südosten über Irland bis nach Frankreich und sorgt ebenfalls für starke Regenfälle.
Das zeigt sehr schön die folgende Karte mit den Niederschlagsstärken und den 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.


Wetterlage 8.Mai 18:00 Uhr UTC Quelle: http://www.wetter3.de/
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Die Omega-Wetterlage bleibt auch während der folgenden Tage stabil ...




Wetterlage 9.Mai 18:00 Uhr UTC
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. Quelle:
http://www.metoffice.gov.uk/ Bild durch Anklicken vergrößerbar!




Wetterlagen am 9.Mai und am 10.Mai 2008 jeweils um 18:00 Uhr UTC
Quelle:
http://www.wetter3.de/ Bilder durch Anklicken vergrößerbar!

Der „Cut-Off“-Prozeß setzt sich weiter fort und auch über der Türkei kommt es jetzt durch ein Höhentief (Kaltlufttropfen) zu heftigen Unwettern. Das Höhentief über der Iberischen Halbinsel hat sich inzwischen sogar vollkommen verselbstständigt und den Höhentrog verlassen.





Wetterlage 10.Mai 18:00 Uhr UTC Quelle: http://www.wetter3.de/
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Omega-Wetterlage und Klimawandel
Durch die globale Erwärmung, insbesondere die Zunahme der Temperaturen auf der Nordhalbkugel sind Omega-Wetterlagen immer häufiger zu erwarten. Das hängt einerseits mit einer Verlagerung der Polarfront in Richtung Nordpol zusammen, wodurch Mitteleuropa häufiger unter Hochdruckeinfluss gerät. Ursache für diese Verlagerung ist ein „Vordringen“ der tropischen Warmluft und ein „Rückzug“ der Kaltluft in die engere Polregion. Die im Verlauf der letzten Jahre überproportionale Erwärmung in der Arktis vermindert andererseits den Temperatur- und Druckgradienten an der Polarfront. Der Jetstream wird so im Durchschnitt langsamer. Die mit der Erwärmung einhergehende Eisschmelze in der Arktis schwächt darüber hinaus die thermohaline Zirkulation des Golfsstroms (genauer: der nordatlantische Arm wird schwächer, der subtropische Arm dagegen stärker). Normalerweise verstärkt das warme Golfstromwasser das Islandtief -es versorgt dieses mit "Treibstoff" in Form von latenter Wärme- und damit auch den Luftdruckgradienten zwischen Islandtief und Azorenhoch. Die beiden Druckgebilde "treiben" ihrerseits den Jetstream an und verstärken so die Polarfront durch vermehrtes "Einspeisen" von tropischer Warmluft und polarer Kaltluft.




Ein schwach ausgeprägter Golfstrom im Nordatlantik schwächt also ebenfalls die Polarfront und verlangsamt damit den Jetstream. Der langsamere Jetstream ändert über seine ganze Länge seinen "Schwingungszustand" und mäandert deutlich stärker, so daß blockierende Hochdrucklagen begünstigt werden. Omega-Wetterlagen werden damit ebenfalls wahrscheinlicher. Da aber die polare Kaltluft vom Jetstream nicht mehr so gut "eingeschlossen“ wird, kommt es im Winter zu gehäuften, massiven Kaltluftausbrüchen nach Süden (Kaltlufttröge und Kaltlufttropfen), wodurch es stellenweise sehr kalt wird und zu ergiebigen Schneefällen kommt. Das passiert nicht unbedingt zuerst in direkter Nachbarschaft des geschwächten Golfstroms, sondern dort wo die Kaltluft am besten vorankommt, also über relativ schnell auskühlenden (kontinentalen) Landmassen wie beispielsweise Zentralasien.






Ruhige Wellenbewegungen des Jetstreams (positive Phase der Arktischen Oszillation AO+) begünstigen milde, verregnete Sommer durch eine ausgeprägte Westdrift der Tiefdruckgebiete. Im Winter wird die polare Kaltluft gut eingeschlossen (links). Wenn der Jetstream stärker mäandert, werden hingegen blockierende Hochdrucklagen wahrscheinlicher, und die Sommer werden heiß und trocken. Im Winter kommt es immer wieder zu Kaltluftausbrüchen nach Süden (negative Phase der Arktischen Oszillation, rechts). Quelle: [http://www.washington.edu/] Bilder durch Anklicken vergrößerbar!

Jens Christian Heuer

 
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