Polarfronttheorie

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Polarfronttheorie ......................................................... 8-1 8.1 Tiefentwicklung innerhalb der Westwindzone (Zyklogenese) ........................................................................... 8-2 8.2 Die Ideal-Zyklone ................................................................. 8-5 8.3 Die Phasen der Tiefentwicklung .............................................. 8-6 8.4 ...Einige Begriffsbestimmungen .............................................. 8-8 8.5 Höhenwetterkarten ............................................................. 8-11 8.6 Zum Verständnis von Höhenwetterkarten............................... 8-12

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8.1

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Tiefentwicklung innerhalb der Westwindzone (Zyklogenese)

Die Westwindzone Gemäß den Gesetzen des geostrophischen Windes wird in der Höhe die ursprünglich vom Hoch zum Tief also polwärts gerichtete Luftströmung nach Osten hin abgelenkt. Es entsteht aufgrund der sehr starken Druckunterschiede, der fehlenden Reibung in der Höhe und der Coriolis-Kraft eine Zone starken Westwindes. Im Mittel in 30-35° Breite (Winter) bzw. 40-45° Breite (Sommer). Innerhalb dieser Westwindgürtel lassen sich Windbänder mit sehr hohen Geschwindigkeiten (bis 500 Km/h), sogenannte Strahlströme oder "jet streams" feststellen, die in unterschiedlichen Niveaus lokalisiert werden können. Es wird in den Polarfront- und in den subtropischen Strahlenstrom unterschieden. Werden die Winde wie etwa im Westen Nordamerikas an einem Gebirgszug abgebremst, so verliert auch die Coriolis-Kraft an Stärke, die Winde werden zum tiefen Druck hin abgelenkt. Hinter dem Gebirgszug beschleunigen sie wieder, und werden in die entgegengesetzte Richtung abgelenkt. Hinzu kommen die Unregelmäßigkeiten der Frontalzone und der Einfluss der Land- Meerverteilung. So entstehen Schlenker die sich selbst verstärken und es bilden sich mächtige, asymmetrische Wellen. Insgesamt sind drei bis fünf mehrere tausend Kilometer lange Wellen über den Erdumfang verteilt. In deren Buchten gelangt warme Luft polwärts und Kalte in Richtung Äquator. Unter Umständen können sich durch ein Abschnüren dieser Wellen Kälte- bzw. Wärmeinseln bilden, die in der Lage sind die Westwinde zu blockieren. Folge davon sind langanhaltende Witterungsanomalien wie sie beispielsweise in Mitteleuropa vorkommen.

Abbildung: 8-1: Sturmtief "Lothar"

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Druckausgleich zwischen den Polen und dem Äquator Wegen der Kugelgestalt der Erde ist die Intensität der Sonneneinstrahlung am Äquator größer als an den Polen. Die Temperatur nimmt also zu den Polen hin ab. Sie tut dies jedoch nicht stetig, da sie dazu neigt große relativ einheitlich temperierte Luftmassen zu bilden. Es bilden sich tropisch, warme Luftmassen und polare, kalte Luftmassen. Wir haben also ein thermisches Hoch über den Polen und ein thermisches Tief über dem Äquator. Das bedeutet aber auch, das wir in der Höhe ein Hoch über dem Äquator und ein Tief über den Polen haben. Die Luftmassen könnten also ganz einfach am Boden von den Polen zum Äquator strömen, dort aufgrund der Erwärmung aufsteigen, dann wegen des Druckunterschiedes in der Höhe vom Äquator wieder zu den Polen zurückkehren um dort wieder auf den Boden abzusinken. Es ist jedoch etwas komplizierter.

Die Frontalzone Dort wo die beiden Luftmassen aneinander grenzen tritt ein deutlicher Temperatursprung auf. Diese sogenannte Frontalzone kennzeichnet also eine relativ schmale Zone, in der sich die Temperatur in horizontaler Richtung sehr schnell ändert. Sie liegt zwischen dem 30. und 50. Breitengrad und ist zu den Polen hin um etwa 10° geneigt . Häufig ist sie instabil und bildet mächtige Wellen nach Norden oder nach Süden. Da der Luftdruck wesentlich von der Lufttemperatur abhängt, bildet sich die Frontalzone durch ein Band dicht gedrängter Isobaren ab. Neben dem starken Temperaturgefälle liegt hier auch ein ausgesprochen starkes Druckgefälle vor, dass mit zunehmender Höhe immer stärker wird.

Abbildung: 8-2: typische Druckverteilung, die zu einer Tiefentwicklung führt

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Bildung von dynamischen Hoch- und Tiefdruckgebieten Das Mäandrieren der Frontalzone und damit auch der Westwindzone leitet die Entstehung dynamischer Tief- und Hochdruckgebiete ein. Durch das Mäandrieren, und dem damit verbundenen Abbremsen und Beschleunigen werden die Winde aus ihrer isobarenparallelen Richtung herausgedrängt. Wo Luft weggenommen wird sinkt der Luftdruck und es entsteht ein Tiefdruckgebiet, wo sie zusammenströmt steigt er und es entsteht ein Hochdruckgebiet. Die Atmosphäre versucht diese Druckunterschiede durch die darüber und darunter liegenden Schichten auszugleichen. Das Hoch drückt bis auf die Erdoberfläche und auch das Tief setzt seinen Sog bis auf die Erdoberfläche fort. Aufgrund des geostrophischen Windes werden diese Druckgebilde jedoch kaum abgebaut. So entstandene Druckgebilde sind dynamische Hoch- oder Tiefdruckgebiete und sind im Gegensatz zu den thermischen Druckgebieten in der Höhe und am Boden einheitlich entweder ein Hoch- oder ein Tiefdruckgebiet. Tiefdruckgebiete bringen aufgrund der in ihnen abgestiegenen Luftmassen kaltes und niederschlagsreiches Wetter, Hochdruckgebiete dagegen warmes und niederschlagsarmes Wetter.

Entstehung der subpolaren Tiefdruckrinne und des subtropisch- rand-tropischen Hochdruckgürtels Da die Coriolis-Kraft mit zunehmender Breite zunimmt entsteht bei großräumigen Druckgebilden ein besonderer Effekt. Die Coriolis-Kraft ist an den polwärtigen Teilen der Druckgebiete stärker als an den zum Äquator hin gelegenen. Sie überwiegt also die immer in entgegengesetzter Richtung wirkende Coriolis-Kraft an den äquatorwärtigen Teilen. Bei einem Hochdruckgebiet zeigt die Coriolis-Kraft am polwärtigen Teil in Richtung des Äquators, das Hochdruckgebiet wandert also wenn alle anderen Faktoren konstant sind äquatorwärts. Umgekehrt ist es bei einem Tiefdruckgebiet. Dadurch kommt es dazu, dass die dynamischen Tiefdruckgebiete aus der Westwindzone zu den Polen hin ausscheren, während die Hochdruckgebiete in Richtung des Äquators ausscheren. Sie sammeln sich an den Rändern der Westwindzone an und bilden dort in 55-65° Breite die kalte und niederschlagsreiche subpolare Tiefdruckfurche (z.B. Islandtief) und in 25-35° Breite den warmen und niederschlagsarmen subtropischen Hochdruckgürtel (z.B. Azorenhoch). Diese Gürtel geben jedoch nur statistische Werte wieder. Wie wir aus den Wetternachrichten wissen ist diese Westwindzone äußerst dynamisch und unregelmäßig. Durchziehende Hoch- und Tiefdruckgebiete, abgeschnürte Kälte- oder Wärmeinseln, der Einfluss von thermischen Druckgebieten über den Kontinenten und das Mäandrieren dieser Zone machen das Wetter abwechslungsreich und unregelmäßig.

Auswirkungen auf die bodennahen Winde Es entsteht zwischen dem randtropischen Hochdruckgürtel und der subpolaren Tiefdruckrinne ein Luftausgleich von Süden nach Norden, und somit eine Westwindzone am Boden. Diese wird durch die ständig durchziehenden dynamischen Druckgebiete zum Teil verstärkt, aber auch gestört und teilweise aufgehoben.

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Die Ideal-Zyklone

Abbildung: 8-3: Sturmtief "Lothar"

Ursprünglich wurde der Begriff der Idealzyklone von J. Bjerknes 1919 für ein ganz bestimmtes Stadium der Zyklonenentwicklung verwendet, nämlich für eine junge Zyklone, die noch einen gut definierten Warmsektor aufweist. Heute verwendet man den Begriff der Idealzyklone ganz allgemein für den lehrbuchmäßigen Lebenslauf einer Zyklone, angefangen vom Wellenstadium an einer Frontalzone über das Reifestadium bis hin zum Okklusionsstadium und der Auflösung der Zyklone. Im folgenden wird die Entwicklung eines Tiefdruckgebietes in Anlehnung an die berühmte "Norwegische Schule" näher erläutert. Der Begriff der Idealzyklone deutet dabei an, dass es sich um theoretisches Ablaufmodell handelt, welches die einzelnen Entwicklungsphasen eines realen Tiefdruckgebietes beschreibt. Die Entwicklung einer Idealzyklone erfolgt demnach in mehreren Phasen:

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Die Phasen der Tiefentwicklung

Im Ausgangsstadium verläuft die Polarfront ungestört auf der Vorderseite eines großräumigen Troges (also eines großen Gebietes, in dem die Polarluftmasse verhältnismäßig weit nach Süden vorstößt) und ist optisch vom Satelliten aus durch ein schmales Wolkenband gekennzeichnet. Sie verlagert sich kaum und hat häufig, jedoch keineswegs immer, einen SüdwestNordost-Verlauf.

Abbildung 8-4: Ausgangsstadium

Nun sei angenommen, dass der Luftdruck an einer Stelle der Polarfront zu fallen beginnt. Dann strömt die bodennahe Luft in dieses Druckfallgebiet einzuströmen. Dabei wird die Polarfront ein wenig deformiert und es entsteht eine Welle. Das Wellenstadium einer Zyklonenentwicklung ist optisch durch eine Verdickung des Wolkenbandes in dem Bereich der Welle zu erkennen.

Abbildung 8-5: Wellenstadium

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Bei weiterer Intensivierung des Luftdruckfalls entwickelt sich ein bodennahes Tiefdruckgebiet mit geschlossenen Isobaren, also Linien gleichen Luftdruckes in der Wetterkarte. Der Luft beginnt, zyklonal in das Gebiet des tiefen Druckes einzuströmen. Auf der sog. Rückseite (Seite der Polarluftmasse) des jungen Tiefs wird die Polarluft in Richtung der subtropischen Warmluftmasse geführt, auf der Vorderseite die subtropische Warmluft in Richtung der polaren Kaltluft. Es haben sich also respektive eine Kalt- und eine Warmfront ausgebildet. Solche jungen Zyklonen weisen noch einen ausgeprägten Warmsektor, d.h. einen großen, mit subtropischer Warmluft angefüllten Bereich zwischen der Kalt- und Warmfront auf.

Abbildung 8-6: Reifestadium

Aufgrund ihrer geringeren Dichte gleitet die subtropische Warmluft auf der polaren Kaltluftmasse auf, während die Kaltluft genau umgekehrt sich wie ein Keil unter die Warmluft schiebt und diese anhebt (bzw. vom Boden abhebt). Bei der weiteren Entwicklung des Tiefs wird der Warmsektor zunehmend verkleinert, da die Kaltfront (u.a. aufgrund der höheren Instabilität der Kaltluftmasse) stets rascher vorankommt als die Warmfront. Dadurch holt die Kaltfront die Warmfront zunächst im Kernbereich des Tiefs ein. Die Warmluft wird bei diesem sog. Okklusionsprozess komplett vom Boden abgehoben und ist anschließend nur noch in der Höhe vorhanden. Am Boden findet man jetzt nur noch eine einzige, schwächer ausgeprägte Front: die Okklusionsfront.

Abbildung 8-7: Okklusionsprozess

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Der Okklusionsprozess setzt sich in der Folge gemäß einem Reißverschlußprinzip in die weiter vom Tiefdruckzentrum entfernten Bereiche fort. Durch das fortlaufende spiralförmige Einströmen der Luftmassen in das Tiefzentrum ist die Okklusion durch ein entsprechendes spiralförmiges Wolkenband gekennzeichnet. Im Auflösungsstadium ist das Tiefzentrum dann bodennah weitgehend mit Kaltluft angefüllt und daher durch Quellbewölkung gekennzeichnet.

Abbildung 8-8: Auflösestadium

Im Endstadium ist die Zyklone dann vollständig aus der Bodenwetterkarte verschwunden. In der Höhe ist dagegen noch ein Wirbel zu erkennen. Die Polarfront hat sich bei der gesamten Tiefentwicklung weiter in Richtung der Warmluft verlagert. Es können sich neue junge Zyklonen bilden.

8.4

...Einige Begriffsbestimmungen

Der Bereich zwischen Zyklonen wird mit vorwiegend zyklonaler Bodenströmung Tiefdruckrinne oder rinne genannt. Dabei überwiegen Hebungsvorgänge mit ausgeprägten Windrichtungsänderungen. Die Windstärken schwanken stark bis hin zu Schwachwindphasen.

Randtief: Aus einer Welle eines Frontenzuges im Randbereich einer Zyklone kann ein Randtief entstehen. Hierbei verschärfen sich die thermischen Gegensätze. Das neue Tief wird in der Regel in die Zirkulation des Muttertiefs einbezogen und bewegt sich um dieses in zyklonalem Sinne. Dabei kann es zum Haupttief werden. Die Zuggeschwindigkeit liegt im Sommer bei 20 bis 30 kn, im Winter bis 50 kn.

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Teiltief, Leetief: Teiltiefbildung entsteht vielfach an Okklusionspunkten, wenn das Haupttief auf die kalte Seite der Frontalzone gelangt ist, der Okklusionspunkt aber in der Frontalzone liegt und beschleunigt wird. Bei Stömungen über Land begünstigt die Reibung (ageostrophische Windkomponenten) die Entwicklung. Gebirge erzeugen besonders massive Reibung. In Lee der Gebirge können dann Tiefs entstehen wenn thermische Gegensätze sich vergrößern (z.B. Advektion von Kaltluft). Eine Wellenstörung ist eine kleine Störung im Isolinienfeld des Geopotentials auf Wetterkarten. Wellenstörungen sind, sofern sie dynamisch instabil sind, die Geburtsstätte von Tiefdruckwirbeln. Daher ist es in der Wettervorhersage sehr wichtig, möglichst frühzeitig auf kleine Wellenstörungen aufmerksam zu werden und diese in ihrer weiteren Entwicklung genau zu verfolgen. Im Satellitenbild machen sich Wellenstörungen durch ein im Bereich der Welle gut sichtbares Wolkenband bemerkbar

Der Trog Der Tiefdrucktrog -kurz als Trog bezeichnet- erscheint in Wetterkarten als deutliche zyklonale Ausbuchtung im Isobarenfeld. Tröge findet man sowohl in Boden- als auch in Höhenwetterkarten. Es wird daher zwischen beiden Trogarten unterschieden. Höhentröge sind in Bodenwetterkarten nur selten zu erkennen. Sie stellen eine rinnenartige Vertiefung im Höhendruckfeld dar. Sie entstehen in der höheren Troposphärenschicht dort, wo Kaltluft zungenförmig in die Warmluft stößt. Sie verdanken ihre Entstehung der rascheren vertikalen Luftdruckabnahme in kalter gegenüber warmer Luft. Aus Abb. 1 wird ersichtlich, dass die 500 hPa Druckfläche in Kaltluft in einer geringeren vertikalen Höhe liegt als in der Warmluft.

Regeln: Wenn nach der Passage einer Kaltfront der Druck nicht allmählich steigt, sondern konstant bleibt, oder sogar wieder fällt, der Wind rückdreht, ist mit einem Trog zu rechnen.

Abbildung 8-9: Höhenwetterkarte

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Gleichzeitig bleibt aber auch die 1000 hPa-Druckfläche in Bodennähe nahezu auf gleicher Höhe. Man kann sagen, dass sich Kaltluft aufgrund ihrer größeren Dichte vertikal "zusammenzieht". Das erklärt, warum Höhentröge in Bodenkarten kaum zu finden sind. Der Bodentrog hingegen, auch postfrontaler Tiefdrucktrog genannt, ist in Bodenwetterkarten überwiegend gut ausgeprägt sichtbar. Er entwickelt sich auf der Rückseite von kräftigen Tiefdruckgebieten, wenn eine zweite Kaltluftmasse hinter einer ersten Kaltfront folgt. Diese polare Kaltluft leitet den eigentlichen Luftmassenwechsel ein. Postfrontale Tröge folgen der Kaltfront bzw. Okklusion eines Tiefs im zeitl. Abstand von 6-15 Std.; bei gealterten Zyklonen auch bis 24 Std. später. Sie schwenken gegen den Uhrzeigersinn um das Tief herum und sind dabei langsamer als die vorlaufenden Fronten. Im Winter sind Tröge meist intensiver als im Sommer.

Wettererscheinungen im Trogbereich: Wind: Ähnlich wie bei Fronten dreht der Wind vor dem Trog leicht rück (z.B von West auf Südwest), mit Passage der Trogachse aber stark recht (von SW auf NW). Dabei frischt er rasch auf und erreicht auch im Sommer manchmal Sturmstärke; im Winter auch Orkan.

Bewölkung und Niederschlag: Trogvorderseitig zieht innerhalb von 1-3 Std. hohe u. mittelhohe Bewölkung auf, gefolgt von NS, es beginnt zu regnen. Im Bereich der Trogachse dominiert kompakte Bewölkung mit eingelagerten Cb's, die ein chaotisches Himmelsbild verursachen. Der Niederschlag ist schauerartig mit Gewittern u. Hagel, im Winter auch Graupel.

Sicht: Sie geht im Niederschlag zurück, Trogrückseitig jedoch mit Aufklaren sehr gut.

Temperatur: Zwischen der vorlaufenden Front und dem trog bestimmt in bodennaher Schicht zwar Kaltluft die Temperatur, durch Sonneneinstrahlung kann sie aber erwärmt werden. Nach Passage der Trogachse setzt sich jedoch hochreichende Polarluft durch.

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Höhenwetterkarten

Abbildung 8-10: Bodensituation, Freitag 12.00 UTC

Abbildung 8-11: Höhensituation, Freitag 12.00 UTC

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Zum Verständnis von Höhenwetterkarten...

Abbildung 8-12: 500 hPa Höhenwetterkarte (Isohypsendarstellung)

Höhenwetterkarten zeigen nicht das Wetter in einer Höhe wie z.B. in 5 km, sondern sie zeigen das Wetter in der Höhe einer bestimmten Luftdruckfläche. Der Luftdruck nimmt mit zunehmender Höhe ab. Am Boden beträgt er etwa 1013 hPa. In einer bestimmten Höhe beträgt er nur noch 500 hPa. Diese Fläche in einer bestimmten Höhe ist das 500-hPa-Niveau.

Abbildung 8-13: 500 hPa Höhenwetterkarte (Isohypsendarstellung)

Diese Fläche liegt aber nicht gleich hoch: Da warme Luft eine geringere Dichte hat als kalte Luft, dehnt sie sich stärker aus. Sie reicht somit auch höher als Kaltluft. Warmluft "hebt" eine Luftdruckfläche also an, Kaltluft "senkt" sie ab. Luftdruckflächen liegen folglich unterschiedlich hoch.

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Die Höhe einer bestimmten Luftdruckfläche an einem Ort wird in eine Karte eingetragen und gleiche Höhen werden verbunden. Man erhält Isolinien, in diesem Fall Isohypsen (Linien gleicher geopotientieller Höhe). Für Höhenwetterkarten wird häufig die 500-hPa-Fläche verwendet; aus dieser Karte kann man also ablesen, an welchen Orten, wie hoch die Luftdruckfläche von 500 hPa liegt. Andere häufige Höhenwetterkarten sind: 850 hPa, 700 hPa oder 300 hPa.

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