Weltenwetter

Archive for Dezember 2006

Die Wettermaschine (aktualisiert am 16.12.2008)

with one comment

Das Wetter betrifft uns in fast allen Lebenslagen und ist deshalb auch immer wieder ein beliebtes Gesprächsthema. Aber warum gibt es überhaupt Wetter, und wie funktioniert es? Wie bilden sich Wolken und wie entstehen die bei den meisten Menschen so unbeliebten Tiefdruckgebiete? Welche Rolle spielen  die Meeresströmungen, wie zum Beispiel der Golfstrom, in unserem Wettergeschehen ? Der folgende kleine Beitrag versucht, ein paar Antworten zu geben…

Das Wetter auf der Erde wird hauptsächlich durch die energiereiche Strahlung der Sonne angetrieben. Die bei der Erde eintreffenden Sonnenstrahlen gelangen nicht alle bis zur Planetenoberfläche, denn ein Teil der Strahlung wird von den Wolken in den Weltraum zurückgeworfen (reflektiert), ein weiterer eher kleiner Anteil wird von der Atmosphäre direkt geschluckt (absorbiert). Auch die Erdoberfläche reflektiert in Abhängigkeit von ihrer Beschaffenheit einen gewissen Anteil der Sonnenstrahlung. Ist die Erdoberfläche gar vereist, so wird die unten ankommende Sonnenstrahlung nahezu vollständig in den Weltraum reflektiert. Man spricht dann von einer hohen Albedo der durch das Eis sehr hellen Erdoberfläche. Die übrige Sonnenstrahlung wird vom Erdboden absorbiert und in Wärme umgewandelt. Der Erdboden erwärmt dann wiederum als Heizfläche von unten die Luft der Atmosphäre. Einen erheblichen Teil der Wärme gibt er aber als Infrarotstrahlung dirrekt in Richtung Weltraum ab. Diese Infrarotstrahlung wird aber auf ihrem Weg durch die sogenannten Treibhausgase (Kohlendioxid, Wasserdampf, Methan, Lachgas) teilweise zurückgehalten. Die Moleküle der Treibhausgase absorbieren bei bestimmten ausgewählte Wellenlängen die Infrarotstrahlung des Erdbodens und geraten dadurch in Schwingungen. Da sie infrarotempfindlich sind, erwärmen sie sich also. Durch Zusammenstösse mit Nachbarmolekülen  wird die Schwingungsenergie  gleichmässig verteilt. Die Atmosphäre insgesamt erwärmt sich dabei ein wenig. Die schwingenden Treibhausgasmoleküle strahlen einen Teil der Wärmeenergie als infrarote Gegenstrahlung wieder in Richtung Erdboden, der dadurch wärmer wird bzw. langsamer auskühlt. Den Rest der aufgenommenen Wärmeenergie strahlen die Treibhausgasmoleküle in den Weltraum ab. Aufgrund der verzögerten Auskühlung erreicht der Erdboden durch die Sonnenstrahlung höhere Temperaturen, als wenn es keine Treibhausgase gäbe. Es stellt sich also ein Strahlungsgleichgewicht auf höherem Niveau ein.

Wolken haben übrigens eine ähnliche Wirkung wie die Treibhausgase, nur wesentlich stärker, da sie die Infrarotstrahlung in allen in Frage kommenden Wellenbereichen absorbieren. Die Wolken strahlen natürlich auch einen Teil der absorbierten Wärmeenergie in Richtung Weltraum ab. Dies tun sie umso weniger, je grösser ihre vertikale Ausdehnung ist, denn in größeren Höhen ist die Wolkenoberseite deutlich kälter als die Unterseite. Die Infrarotabstrahlung der Wolkenoberseite in den Weltraum ist dann deutlich geringer als die infrarote Gegenstrahlung an der Wolkenunterseite. Die in grosse Höhen hinaufreichenden Quellwolken erzeugen also einen deutlich stärkeren Treibhauseffekt als eine flache Schichtbewölkung. Tagsüber wirken alle Wolken mehr oder weniger abkühlend, da sie das Sonnenlicht zu einem Grossteil in den Weltraum reflektieren.

Exkurs Wolken: Wolken bestehen aus winzig kleinen Wassertröpfchen und bilden sich immer, wenn ausreichend feuchte Luft aufsteigt, sich dabei ausdehnt und abkühlt bis sie schliesslich das Kondensationsniveau erreicht hat. In  feuchter Luft ist verdunstetes Wasser als Gas (Wasserdampf) gelöst. Damit Wasser verdunsten kann, muss eine Menge Energie zugeführt werden, weil sich die Moleküle des flüssigen Wassers untereinander relativ stark elektrisch anziehen und sich nur ungern voneinander trennen lassen, um sich danach in der umgebenden Luft zu verlieren. Die dafür notwendige Energie liefert die Sonne. Warme Luft kann wesentlich mehr Wasserdampf aufnehmen als kalte Luft. Der Grund: In der kalten Luft bewegen sich die Lufttmoleküle deutlich langsamer und stossen deshalb weniger heftig untereinander und mit den Wassermolekülen zusammen. So können die Wassermoleküle leichter über ihre gegenseitigen elektrischen Anziehungskräfte miteinander Verbindung aufnehmen und sich zusammenlagern. Mit anderen Worten, das Wasser kann in kalter Luft leichter kondensieren. Das Kondensationsniveau ist dann erreicht, wenn die Luft mit Wasser gesättigt ist (Luftfeuchtigkeit 100%). Dann bilden sich unendlich viele, mikroskopisch kleine Wassertröpfchen, und es entsteht eine Wolke. Dabei wird die zur Verdunstung notwendige Energie, die latente Wärme, als Kondensationswärme wieder frei. Diese latente Wärme treibt ihrerseits die Wolkenbildung weiter an, denn nur solange die aufsteigende Luft wärmer ist als die Umgebungsluft, ist sie leichter und behält ihren Auftrieb. Die Wolkenbildung funktioniert nur dann richtig, wenn kleine Partikel vorhanden sind, an die sich die Wassermoleküle als Kondensationskeime anlagern können. Je mehr Kondensationskeime es gibt, umso kleiner werden die Wassertröpfchen und umso heller die Wolke. Bei den Kondensationskeimen handelt es sich um Staub- und Russteilchen, Sulfataerosole, aber auch um aetherische Öle von Pflanzen  (Terpene). Die Sulfataerosole stammen heutzutage zu grossen Teilen aus industriellen Abgasen. Sie werden aber auch von Pflanzen, vor allem von Meeresalgen in beachtlichem Umfang erzeugt.

Die Erwärmung der Erdoberfläche hängt entscheidend vom Einfallswinkel der Sonnenstrahlung ab. Je flacher die Strahlung einfällt, umso grösser ist die Fläche, auf die sie sich verteilt, und umso weniger wird ein beliebiges Flächenstück erwärmt. Bei steil einfallender Strahlung verhält es sich genau umgekehrt. Da sich die Erde um die eigene Achse dreht (Erdrotation), weist sie einen Wechsel von Tag und Nacht auf. Die Drehachse der Erde steht  zudem nicht genau senkrecht auf der Bahnebene um die Sonne, sondern ist um 23,5° gekippt ist, so dass es auch Jahreszeiten gibt.


Die Entstehung der Jahreszeiten  Quelle: Wikipedia 

Nord- und Südhalbkugel der Erde erhalten während eines Umlaufs um die Sonne abwechselnd einmal mehr und einmal weniger Sonnenstrahlung, denn diese trifft einmal steiler auf die Nordhalbkugel und flacher auf die Südhalbkugel und das andere Mal flacher auf die Nordhalbkugel und steiler auf die Südhalbkugel. Über das ganze Jahr gesehen erhält die Äquatorregion der Erde deutlich mehr Sonnenenergie als die mittleren Breiten oder gar die Polarregionen. Das ist nicht so selbstverständlich, wie es scheint, denn wäre die Drehachse deutlich stärker gekippt, dann sähe das ganz anders aus. Da der Erdboden die Luftschichten darüber erwärmt, sind auch die Luftmassen über der Äquatorregion deulich wärmer sind als über den Polen.

Dieser Temperaturunterschied erzeugt eine globale Luftumwälzung (globale Zirkulation), die zusammen mit den Meeresströmungen für einen gewissen Temperaturausgleich sorgt. Die damit verbundenen atmosphärischen Vorgänge erleben wir Tag für Tag als Wettergeschehen immer wieder neu. Das Wetter spielt sich dabei überwiegend in der untersten Schicht der Erdatmosphäre, der Troposphäre ab. Da der Luftdruck wegen der Wirkung der Schwerkraft mit zunehmender Höhe immer weiter abnimmt und die Luft sich immer mehr ausdehnt, sinken dementsprechend auch die Lufttemperaturen  (denn die Luftausdehnung verbraucht Bewegungsenergie der Luftmoleküle). Über der Troposphäre erstreckt sich die Stratosphäre. Hier ist die Luft schon sehr dünn und enthält nur noch wenig Feuchtigkeit. Die Stratosphäre enthält Ozon, das die gefährlichen Anteile der Ultraviolettstrahlung der Sonne absorbiert und über Eigenschwingungen in Wärme umwandelt. Aus diesem Grund nehmen in der Stratosphäre die Temperaturen verglichen mit der oberen Troposphäre wieder zu (Temperaturinversion). Die Troposphäre endet über dem Äquator in einer Höhe von etwa 18 km (Tropopause). Über den Polen sind es dagegen nur 6 – 7 km, da sich die kalte Polarluft relativ weniger in der Vertikalen ausdehnt.

Der grösseren vertikalen Ausdehnung der tropischen Warmluft über der Äquatorregion entspricht eine deutlich langsamere Abnahme des Luftdrucks mit zunehmender Höhe. Das ergibt ein mit der Höhe anwachsendes  Druckgefälle (Druckgradient) zwischen tropischer Warmluft und polarer Kaltluft. Über den Tropen bildet sich deshalb am oberen Rand der Troposphäre ein Höhenhoch, über den beiden Polen dagegen jeweils ein Höhentief.  In Bodennähe besteht zwischen warmer und kalter Luft zunächst kein Luftdruckunterschied, denn das Gewicht der beiden Luftmassen ist natürlich unabhängig von ihrer vertikalen Ausdehnung. Der Druckgradient in der Höhe erzeugt aber Gradientenkräfte vom Höhenhoch der Äquatorregion hin zu den Höhentiefs über den Polen. Diese Kräfte, deren Stärke vom Temperaturgefälle (Temperaturgradient) zwischen Warm- und Kaltluft abhängt, erzeugen polwärts gerichtete Höhenwinde über Nord- und Südhalbkugel.


Globale Luftzirkulation der Erde:E= Äquator, ITCZ = Innertropische Konvergenzzone, H= Hoch, T= Tief, WWZ= Westwindzone, Jetstream 

Die Erdrotation (Corioliskraft) lenkt diese Höhenwinde aber  nach Osten ab, so dass sich  jeweils eine Westwindzone (Westdrift) entwickelt, die sich bis zum Boden hin durchsetzen kann. Die Höhenwinde bewirken auf der Warmluftseite einen Masseverlust, wodurch dort der bodennahe Luftdruck fällt. So entsteht eine durchgehende Kette von Tiefdruckgebieten (Wärmetiefs), welche Luftmassen aus nördlichen und südlichen Richtungen ansaugen. Der Bereich, wo die beiden Luftmassen aufeinandertreffen, um dann nach oben auszuweichen, heisst Innertropische Konvergenzzone (ITCZ).

Über den Polen sammelt sich die polare Kaltluft in Bodennähe an, und es bilden sich linsenförmige Kältehochs. Von hier aus strömt die Kaltluft in Richtung  Äquator, wobei sie wiederum durch die Erdrotation (Corioliskraft) abgelenkt wird, diesmal aber nach Westen (Ostwinde der Polarregionen).

Tropische Warmluft und polare Kaltluft treffen in mittleren Breiten im Bereich der sogenannten Frontalzone (Polarfront)aufeinander und strömen wegen der Ablenkung durch die Erdrotation in entgegengesetzten Richtungen aneinander vorbei. Der hohe  Temperaturgradient auf engstem Raum erzeugt besonders starke Höhenwinde, welche schlauchförmige Starkwindfelder innerhalb der Westwindzonen ausbilden, die sogenannten Polarfrontjetstreams. Der Temperaturgradient, der diese  Jetstreams antreibt, ist nicht an allen Abschnitten der Polarfronten  genau gleich gross, so dass auch die Windgeschwindigkeiten innerhalb der Jetstreams schwanken. Mit ansteigendem Temperaturgradienten zwischen Warm- und Kaltluft nehmen diese Unregelmässigkeiten immer mehr zu, bis die beiden Jetstreams zu mäandern beginnen. Dabei bilden sich sogenannte Rossby-Wellen mit Wellenbergen (Hochkeile, Höhenrücken) und Wellentälern (Höhentröge), und die Höhenströmung wird abwechselnd beschleunigt und  wieder abgebremst.

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

Die Hochkeile enthalten tropische Warmluft und transportieren sie polwärts, in den Höhentrögen dagegen strömt polare Kaltluft äquatorwärts. Diese meridionale Zirkulation (Luftbewegung entlang der Längengrade) sorgt für einen Temperaturausgleich zwischen Warm- und Kaltluft. Auf der Rückseite – die Westseite bei einer von West nach Ost gerichteten Höhenströmung – eines Troges im Jetstream wird die Luft beschleunigt, denn die Luftteilchen erfahren neben der Gradientenkraft, die vom Höhenhoch zum Höhentief weist, eine Zentrifugalkraft in genau die entgegengesetzte Richtung. Die Höhenströmung wird langsamer und durch die noch ungebremste, mit grösserer Geschwindigkeit nachfolgende Luft gibt es einen Luftstau (Konvergenz). Die Luftsäule gewinnt in diesem Bereich an Masse, so dass der Bodenluftdruck steigt. Die Luft strömt ringsherum nach aussen (Divergenz in Boden), und es bildet sich ein abwärts gerichteter Hochdruckwirbel. So entstehen dynamische Hochdruckgebiete (Anticyclonen), die sich auf der Nordhalbkugel (Südhalbkugel) im Uhrzeigersinn (Gegenuhrzeigersinn) drehen und unter dem Enfluss der Corioliskraft äquatorwärts ausscheren. Da die Luft in einem solchen Hochdruckgebiet nach unten sinkt und sich dabei erwärmt, lösen sich vorhandene Wolken auf.

Jetstreams mit Rossby-Wellen. Die unterschiedlich starke Ausprägung der Jetstreams spiegelt die auf beiden Halbkugeln jeweils herrschenden Jahreszeiten wider. Auf der Südhalbkugel herrscht Winter, die Temperaturgegensätze zwischen tropischer Warmluft und polarer Kaltluft sind also ausgeprägter und der Jetstream natürlich entsprechend stärker. Quelle: http://meteorology.lyndonstate.edu/main/

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 mit, die Luftsäule in diesem Bereich verliert an Masse (Divergenz) und der Bodenluftdruck fällt dementsprechend. Die Luft strömt von ringsherum herbei, und es bildet sich ein aufwärts gerichteter Tiefdruckwirbel. Die so entstehenden dynamischen Tiefdruckgebiete (Cyclonen), drehen sich wegen der Corioliskraft auf der Nordhalbkugel (Südhalbkugel) im Gegenuhrzeigersinn (Uhrzeigersinn) und scheren polwärts aus. Die dynamischen Hoch- und Tiefdruckgebiete verwirbeln die tropische Warmluft mit der polaren Kaltluft.

Die Ablenkung durch die Corioliskraft sorgt dafür, dass der Druckausgleich zwischen Hoch- und Tiefdruckgebieten nicht auf geradem und direktem Wege erfolgen kann. Die Lebensdauer beider Druckgebilde, wird dadurch enorm verlängert.

Unregelmässigkeiten in der Strömung des Jetstreams lösen die Bildung dynamischer Tief- und Hochdruckgebiete aus. Die hellblauen Linien zeigen die 500 hPa-Fläche (Geopotential). Die 500 hPa-Fläche ergibt sich aus den jeweiligen Höhe über dem Erdboden in denen der Luftdruck auf 500 hPa zurückgegangen. Warme Luft dehnt sich in der Vertikalen mehr aus als kalte Luft, so daß der Luftdruck dementsprechend langsamer abnimmt und auch erst in vergleichsweise größerer Höhe auf 500 hPa gefallen ist. Die 500 hPa-Fläche ergibt eine Art „Landschaft“ mit „Bergen“ (Warmluft)und „Tälern“(Kaltluft). Die hellblauen Linien der 500 hPa-Fläche verbinden Orte miteinander, die jeweils in der gleichen Höhe über dem Erdboden liegen. Diese auch Isohypsen genannten Linien machen die Höhenwinde in der Westwindzone und damit auch den Jetstream sichtbar. Islandtief und Azorenhoch sind sehr gut erkennbar. Das Islandtief lenkt polare Kaltluft in die Westwindzone. Diese polare Kaltluft ist gut an der zellularen Bewölkung zu erkennen, die immer dann entsteht, wenn kalte Luft über eine noch relativ warme Wasseroberfläche strömt, die als Heizfläche wirkt. Durch die labile Luftschichtung  – die vom Wasser erwärmte Luft steigt wegen ihrer geringeren Dichte im Vergleich zur kälteren Umgebungsluft auf – bilden sich wabenartig angeordnete Konvektionszellen, in denen die Luft gehoben wird, wobei sie abkühlt. In der durch Wasserverdunstung feuchten Luft kommt es sehr schnell zur Wolkenbildung (Quellwolken, Cumulus), die duch die dabei frei werdende Kondensationswärme (latente Wärme) weiter angetrieben wird. Gegenüber dem Islandtief liegt im Süden das Azorenhoch. Es mischt tropische Warmluft in die Westwindzone. Beide Druckgebilde erhöhen so gemeinsam den Temperaturgegensatz an der Polarfront und fördern dadurch wiederum die Entstehung neuer dynamischer Hoch- und Tiefdruckgebiete. Am unteren Bildrand erscheint auch die ITCZ mit ihrer starken Quellbewölkung, die auch zahlreiche Gewitterzellen enthält. Quelle: Naval Research Laboratory

Bei den Tiefdruckgebieten stösst durch die vom Tiefdruckzentrum ausgehende Drehbewegung tropische Warmluft polwärts gegen die Kaltluft vor (Warmfront), und im Gegenzug  polare Kaltluft Luft äquatorwärts gegen die Warmluft (Kaltfront). An der Warmfront gleitet die Warmluft langsam über die Kaltluft nach oben. Dabei bilden sich Schichtwolken (Stratus), und es fängt oft über längere Zeit an zu regnen (Landregen). In grösseren Höhen, wo es noch kälter wird, bilden sich Eiswolken (Cirrus). Die Kaltfront und die dahinter befindliche Kaltluft bewegen sich wesentlich schneller als die vorauseilende Warmluft, welche sich wegen ihrer Aufgleitbewegung etwas langsamer vorwärts bewegt. Die Warmluft wird deshalb von der herannahenden Kaltluft  eingeholt und durchdrungen. Die Warmluft erfährt dabei, da sie leichter ist, einen starken Auftrieb (labile Luftschichtung), und es bildet sich eine ausgeprägte Quellbewölkung. Bei kräftigen Winden kommt es zu heftigen Regenschauern, oft auch zu Gewittern mit  Hagel. Ist der Warmluftsektor schliesslich ganz verschwunden, so vereinigen sich Warm- und Kaltfront  zu einer Mischfront (Okklusion).

Entwicklung und Aufbau eines Tiefdruckgebietes (Zyklone) nach Vilhelm Bjerknes (1862-1951), der die Polarfronttheorie entwickelte. Erklärungen im Text. Quellen: www.diercke.de

Das Tiefdruckgebiet löst sich dann nach und nach auf. Die durchschnittliche Lebensdauer dynamischer Tiefdruckgebiete liegt bei knapp einer Woche. Entlang der Kaltfronten älterer Tiefdruckgebiete können wiederum kleine Wellenstörungen auftreten und die Bildung weiterer dynamischer Tiefdruckgebiete (Randtiefs, Tochtertiefs) auslösen.

Wenn die beiden Jetstreams sehr stark mäandern (meridionale Zirkulation), können die Windgeschwindigkeiten so sehr abnehmen, dass die Höhenströmung  ganz und gar zusammenbricht. Die dynamischen Hoch- und Tiefdruckgebiete der Westwindzone bewegen sich dann nicht mehr weiter nach Osten, denn die  antreibende Höhenströmung fehlt nun. Die Hoch- und Tiefdruckwirbel werden  sozusagen „eingefroren“ und auf diese Weise von der Höhenströmung abgekoppelt („cut off“).  Polwärts bilden sich neue, zunächst nur schwach mäandernde Jetstreams mit dementsprechend hohen Windgeschwindigkeiten. Bei dieser zonalen Luftströmung (entlang der Breitengrade) findet aber kaum ein Temperaturausgleich zwischen Warm- und Kaltluft statt. Der Temperaturgradient zwischen tropischer Warmluft und polarer Kaltluft nimmt so allmälich wieder zu, bis die Jetstreams wieder stärker mäandern und sich erneut ein meridionales Zirkulationmuster ausbildet.

Da die „eingefrorenen“  Tiefdruckgebiete ursprünglich auf der Kaltluftseite der Polarfront entstanden sind, bestehen sie aus Kaltluft, die von der wärmeren Umgebungsluft auf der Warmluftseite vollkommen eingeschlossen wird. Daher werden diese Gebilde auch Kaltlufttropfen genannt. Als kalte Höhentiefs über relativ warmer Luft (eine labile Luftschichtung also) „saugen“ sie Luft von unten nach oben an. Die Luft kühlt dabei ab, und bei ausreichend hoher Luftfeuchtigkeit entwickeln sich viele Quellwolken (Cumulus, Cumulunimbus). Heftige Niederschläge (Regen, Schnee) und Gewitter mit Hagelschauern sind dann keine Seltenheit. Da sich die Kaltlufttropfen von der Höhenströmung gelöst haben, werden sie nur noch durch die bodennahen Winde gelenkt.

Die „eingefrorenen“ Hochdruckwirbel zwingen  als blockierende Hochdruckgebiete, wiederum die dynamischen Tiefdruckgebiete zu grossen Umwegen, also zu einem „cut off“ (s.o.). Auf diese Weise können ihre Zugbahnen weit äquatorwärts verlaufen.

 

Zwei Kaltlufttropfen (Höhentiefs), einer über dem Nordatlantik, der andere über Nordeuropa, haben sich von der Westwindzone gelöst („Cut-Off“). Die Höhenkarte der Nordhalbkugel vom amerikanischen Wetterdienst hat viele Farbschattierungen, die jeweils anzeigen, in welcher Höhe der Luftdruck auf 500 hPa zurückgegangen ist (Höhenangaben in Dekametern!). Da sich warme Luft nach oben hin weiter ausdehnt als kalte Luft, nimmt mit zunehmender Höhe der Luftdruck auch dementsprechend langsamer ab. Je wärmer also die Luft umso grösser die Höhe in der der Luftdruck auf 500 hPa gesunken ist. Man erhält in einer zusammenfassenden Kartendarstellung dann eine 500 hPa-Fläche in Form einer Art “Landschaft” mit “Bergen” und “Tälern”. In den roten, orangefarbenen und gelben Bereichen befindet sich die warme Luft, deren Temperatur von gelb nach rot zunimmt; in den grünen, blauen und violetten Bereichen hingegen die kalte Luft, mit von grün über blau nach violett niedrigerer Temperatur. Die Isobaren des Bodenluftdrucks sind als weiße geschlossene Linien eingezeichnet. Isobaren verbinden die Orte gleichen Luftdrucks miteinander. Geringe Abstände der Isobaren zeigen ein großes Luftdruckgefälle an und umgekehrt. Die Luftdruckwerte sind bei den Isobaren eingetragen. Die schwarze Linie markiert den Verlauf der Polarfront und damit auch des Jetstreams.

Aus kleinen Wellenstörungen der Polarfrontjetstreams entstehen also dynamische Hoch- und Tiefdruckwirbel, die wie grosse Rührwerke Warm- und Kaltluft vermengen und so für einen Abbau des Temperatur- und Druckgradienten zwischen Äquatorregion und Polen sorgen.

Die Tiefdruckwirbel werden in den Westwindzonen von Nord- und Südhalbkugel nach Osten getragen. In den Gebieten unter ihren Zugbahnen sorgen sie für ein mildes und feuchtes Wetter. Die äquatorwärts ausscherenden Hochdruckwirbel der beiden Westwindzonen bilden die subtropischen Hochdruckgürtel.

Zwischen den Subtropenhochs und den Wärmetiefs der ITCZ in der Äquatorregion wirkt eine Gradientenkraft. Diese erzeugt eine Luftströmung aus den Subtropenhochs in Richtung ITCZ, die aber schon bald durch die Erdrotation (Corioliskraft) zu einem Ostwind abgelenkt wird (Urpassat). Wegen der Bodenreibung überwiegt  in Bodennähe aber die Gradientenkraft, so dass auf der Nordhalbkugel ein Nordostwind (Nordostpassat) und auf der Südhalbkugel ein Südostwind (Südostpassat) weht. Die Luft wird auf ihrem Weg zur ITCZ in der Äquatorregion immer wärmer, bis sie am Ende schliesslich aufzusteigen beginnt. Damit beginnt die Innertropische Konvergenzzone (ITCZ) und der Luftkreislauf ist geschlossen.

Die aufsteigende Warmluft über der ITCZ ist sehr feucht, da in der Äquatorregion viel Wasser verdunstet. Es stammt aus dem Meer und von dem sehr üppigen Pflanzenbewuchs auf dem Festland. Die aufsteigende warme und feuchte Luft kühlt sich mit wachsender Höhe durch Ausdehnung immer mehr ab, und es bildet sich eine dichte Quellbewölkung. Die bei der Wolkenbildung freigesetzte latente Wärme treibt ihrerseits wieder die Wolkenbildung an, so dass sich gewaltige Wolkentürme ausbilden können. Immer wieder kommt es zu heftigen Gewittern mit Starkregen. Die Luft kann nur innerhalb der Troposphäre aufsteigen, weil hier die Lufttemperatur von unten nach oben abnimmt. In der nächsthöheren Schicht, der Stratosphäre, steigt die Lufttemperatur aber wegen des Ozongehalts mit zunehmender Höhe aber wieder an (s.o.). Luft, die in der Troposphäre vielleicht gerade eben noch gerade wärmer war, als die Umgebungsluft und deshalb weiter aufsteigen konnte, trifft in der Stratosphäre auf deutlich wärmere Luftschichten und verliert so ihren Auftrieb. Deshalb flachen die Wolkentürme über der Äquatorregion an der Grenze zwischen Troposphäre und Stratosphäre plötzlich ab. Die Wolkenbildung setzt sich nur noch seitwärts fort und es entsteht die typische Ambossform der grossen tropischen Gewitterwolken.

Die Innertropische Konvergenzzone (ITCZ) verharrt nicht ortsfest am Äquator, sondern wandert in Abhängigkeit vom Sonnenstand und damit von den Jahreszeiten abwechselnd in Richtung einer der beiden Pole. Im Sommer auf der Nordhalbkugel liegt die ITCZ etwas nördlich vom Äquator, um dann im Herbst auf die Südhalbkugel überzuwechseln. Auf der  Südhalbkugel hat dann der Frühling begonnen. Die Wanderung der ITCZ verursacht die stetige Abfolge von Regenzeiten im Sommer (Monsun) und Trockenzeiten im Winter in den Regionen um den Äquator herum.

Im Bereich der Subtropenhochdruckgebiete, wo die Luftmassen grossflächig absinken und sich dabei erwärmen und die Wolken sich auflösen, ist es heiss und trocken. Häufig entstehen in den subtropischen Regionen Wüstengebiete wie beispielsweise die Sahara.

Zu guter Letzt soll noch die Rolle der Meeresströmungen bei der globalen Wärmeverteilung vom Äquator in Richtung der Pole erörtert werden. Neben der globalen Luftzirkulation gibt es auch eine globale Zirkulation der Meeresströmungen in den Ozeanen. Beide Zirkulationssysteme sind an der globalen Verteilung der empfangenen Sonnenenergie  je etwa zur Hälfte beteiligt.

Die globale Zirkulation des Meereswassers:Das Wasser der Meeresströmungen in der Tiefsee ist kalt und salzhaltig, in den oberflächennahen Meeresströmungen ist es dagegen verhältnismässig warm und salzarm. Quelle: Stefan Rahmstorf Homepage

Die turbulenten und stark verwirbelten Meeresströmungen werden einerseits durch die Winde, andererseits aber auch durch Unterschiede in Temperatur und Salzgehalt des Meereswassers  angetrieben (thermohaline Zirkulation). Das vom Äquator zu den Polen strömende Wasser gibt seine Wärme allmälich an die Luft darüber ab und kühlt so nach und nach ab. Es wird aber auch immer salzhaltiger, da auf seiner langen Wegstrecke sehr viel Wasser verdunstet. Die Dichte des Wassers nimmt mit ansteigendem Salzgehalt zu, bis es schliesslich so schwer geworden ist, dass es abzusinken beginnt. Diese Tiefenwasserbildung in den Absinkzonen verstärkt wie eine Pumpe die gesamte Zirkulation des Meerwassers. Das kalte Tiefenwasser strömt zurück in Richtung Äquator.

Zwischen den Meeresströmungen und der Luft besteht ein intensiver Wärmeaustausch. Das in der Äquatorregion aufgewärmte Wasser gibt in höheren Breiten seine überschüssige Wärme an die Luft darüber ab. So wird beispielsweise die Wärme, die der Golfstrom (und der Nordatlantikstrom) in den Norden transportiert, durch die Tiefdruckwirbel der Westwindzone nach Europa gebracht. Dem Golfstrom verdanken wir also unser vergleichsweise mildes Klima.

Jens Christian Heuer

Quellen:

Geo Special Nr. 2 Wetter 1982
Manfred´s Wetterseite (
www.met.fu-berlin.de/~stefan/sturm3.pdf)
Wasserplanet Ernst-Georg Beck (
http://www.biokurs.de/treibhaus/)
Water Planet Nicholas Short (
http://www.fas.org/irp/imint/docs/rst/Sect14/Sect14_1a.html)
Homepage Stefan Rahmstorf (
http://www.pik-potsdam.de/~stefan/
)
und nicht zu vergessen: der Diplom-Meteorologe Klaus-Eckart Puls aus Bad Bederkesa !

Written by jenschristianheuer

Dezember 22, 2006 at 8:00 pm

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Das kleine Wetter- und Klimalexikon (zuletzt ergänzt am 26.Sept.2008)

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A – Z

 

Arktische Oszillation (AO) Die Arktische Oszillation ist eine mehr oder weniger regelmäßige Veränderung im Schwingungsmuster des -> Jetstreams der Nordhalbkugel. Das Schwingungsmuster des -> Jetstreams pendelt zwischen zwei Zuständen hin und her:

Die ruhigen Wellenbewegungen des kräftigenden Jetstreams lassen Kaltluftvorstösse nach Süden kaum zu (positive Phase der Arktischen Oszillation, links). Wenn aber der Jetstream relativ schwach ausgeprägt ist und stark mäandert, kommt es immer wieder zu Kaltluftausbrüchen nach Süden. (negative Phase der Arktischen Oszillation, rechts). Quelle: http://uwnews.org/uwnhome.asp

In der positiven Phase bringt ein kräftiger nur schwach mäandernder Jetstream zahlreiche Sturmtiefs (-> Dynamische Tiefdruckgebiete) hervor, die mit den vorherrschenden Winden Nord-, West- und Mitteleuropa erreichen und unter ihren Zugbahnen für ein mildes, feuchtes, aber auch wechselhaftes Wetter sorgen. Nur einige wenige Sturmtiefs gelangen in den Mittelmerrraum, wo daher überwiegend trockenes Wetter vorherrscht. Neben den Sturmtiefs entstehen auch kräftige Hochs und damit ein subtropischer Hochdruckgürtel, der stark ausgepägte Nordostpassate hervorbringt. Diese erzeugen im Atlantik auch entsprechende Meeresströmungen, so daß an der westafrikanischen Küste kaltes Tiefenwasser hervorquillt. 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 mäandert der Jetstream sehr stark und bringt nur relativ wenige und im Durchschnitt schwächere Sturmtiefs hervor. Daneben entstehen sehr häufig blockierende Hochs, welche dann die Sturmtiefs in den Mittelmerraum umlenken. Dort fällt nun relativ viel Regen, während es in West- und Mitteleuropa häufig trocken bleibt. Besonders im Winter kommt es imer wieder zu Kaltluftausbrüchen gen Süden, da der relativ schwache -> Jetstream die polare Kaltluft nicht mehr so gut einschliessen kann.

Positive Phase mit starkem Polarwirbel (rechts): Die polare Kaltluft wird vom Jetstream weitestgehend eingeschlossen. Zahlreiche Sturmtiefs bringen milde und feuchte Luft nach Nord-, West- und Mitteleuropa, teilweise sogar bis in die Arktis. Im Mittelmeerraum kommen nur wenige Sturmtiefs an, und es bleibt trocken. Starke Passatwinde vermindern die Anzahl tropischer Wirbelstürme, weil sie kaltes Tiefenwasser an der westafrikanischen Küste hervorquellen lassen, wodurch das Oberflächenwasser des Atlantiks kühler wird.Negative Phase mit schwachem Polarwirbel (rechts): Der relativ schwache, stark mäandernde Jetstream lässt immer wieder Kaltlufteinbrüche in den Süden zu. Bei schwachen Westwinden erreichen nur wenige Sturmtiefs West-, Mittel- oder gar Nordeuropa. Dort wird es trockener. Dafür werden die Sturmtiefs bei den im Gegenzug häufiger vorkommenden blockierenden Hochdrucklagen in den Mittelmeerraum umgelenkt, wo es dann häufiger regnet.Schwächere Passatwinde begünstigen tropische Wirbelstürme, weil die Wassertemperaturen im Atlantik ansteigen. Quelle: http://www.washington.edu/

Eine positive Phase geht (fast) immer mit einem starken -> Polarwirbel einher, der den Jetstream direkt antreibt. Höhere Temperaturen des Oberflächenwasser durch warme Meeresströmungen wie den Golfstrom begünstigen ebenfalls die positive Phase. Durch die erhöhe Wasserverdunstung, vor allem auf der Warmluftseite der -> Polarfront gelangt mehr -> latente Wärme in die obere -> Troposphäre, wodurch hier der Temperaturgradient zwischen tropischer Warmluft und polarer Kaltluft zunimmt. Genau dieser Temperaturgradient treibt aber wiederum den -> Jetstream an! vgl. -> Nordatlantische Oszillation (NAO)

Corioliskraft Die Erde dreht sich um die eigene Achse (Erdrotation) und alle 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

Dynamische Hochdruckgebiete siehe -> Dynamische Tiefdruckgebiete

Dynamische Tiefdruckgebiete:entstehen an der -> Polarfront (Frontalzone), also dort, wo tropische Warmluft vom Äquator und polare Kaltluft aufeinander treffen. Zwischen beiden Luftmassen besteht mit zunehmender Höhe ein wachsendes Luftdruckgefälle (Gradient), weil sich warme Luft mehr ausdehnt als kalte Luft Der Luftdruck in einer Luftsäule der warmen Luft nimmt demzufolge von unten nach oben langsamer ab als der Luftdruck in einer Luftsäule der kalten Luft. Entlang des Luftdruckgefälles wirkt eine Gradientenkraft, die einen starken, polwärts gerichteter Höhenwind erzeugt, den sogenannten -> Jetstream. Die -> Corioliskraft aufgrund der Erdrotation lenkt den -> Jetstream aber nach Osten ab, so daß ein Westwind dabei herauskommt, welcher sich bis zum Boden hin durchsetzt (Westwindzone, Westdrift). 

Der -> Jetstream wird also letztendlich  durch den Temperaturgegensatz zwischen tropischer Warmluft und polarer Kaltluft angetrieben. Gleichzeitig bildet er aber eine Grenze zwischen beiden Luftmassen, die sich deshalb zunächst kaum vermischen können, so daß auch kein Temperaturausgleich stattfindet. Ab einer bestimmten kritischen Strömungsgeschwindigkeit fängt der -> Jetstream jedoch an zu mäandern, weil die ihn antreibenden Temperaturgegensätze der beiden Luftmassen nicht überall gleich sind und damit natürlich auch nicht die Windgeschwindigkeiten innerhalb des -> Jetstreams.  Die Wellenberge (Hochkeile, Höhenrücken) der dadurch erzeugten sogenannten Rossby-Wellen enthalten tropische Warmluft, die Wellentäler(Höhentröge) polare Kaltluft. Auf der Rückseite eines Troges (die Westseite bei dem von West nach Ost gerichteten -> Jetstream) wird die Luft abgebremst, denn die Luftteilchen erfahren neben der Gradientenkraft eine Zentrifugalkraft in genau entgegengesetzter Richtung. Der -> Jetstream wird dadurch langsamer und wegen der noch größeren Geschwindigkeit der nachfolgenden Luft kommt es zu einen Luftstau (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 dynamische Hochs (Anticyclonen), die sich auf der Nordhalbkugel (Südhalbkugel)wegen der -> Corioliskraft im Uhrzeigersinn (Gegenuhrzeigersinn)drehen und äquatorwärts ausscheren. Da die Luft in einem solchen Hoch nach unten sinkt und sich dabei erwärmt, wird eine Wolkenbildung erschwert und vorhandene Wolken lösen sich 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 noch nicht beschleunigte, nachfolgende Luft kann da nicht mithalten, so daß die Luftsäule in diesem Bereich  an Masse verliert (Divergenz) und der Bodenluftdruck fällt. Die Luft strömt von ringsherum herbei (Konvergenz am Boden), und es bildet sich ein aufwärts gerichteter Tiefdruckwirbel. Die Luft in seinem Zentrum wird gehoben, kühlt dabei ab und es kommt bei ausreichender Luftfeuchtigkeit zur Wolkenbildung. Das Zentrum ist daher immer relativ kalt! Auf diese Weise entstehen dynamische Tiefs (Cyclonen), die sich auf der Nordhalbkugel (Südhalbkugel) wegen der -> Corioliskraft im Gegenuhrzeigersinn (Uhrzeigersinn)drehen und polwärts ausscheren.

Durch die von ihrem Tiefdruckzentrum ausgehende Drehbewegung wird tropische Warmluft polwärts gegen die polare Kaltluft geführt (Warmfront). Im Gegenzug lenkt sie polare Kaltluft äquatorwärts gegen die tropische Warmluft (Kaltfront). Diese Frontenbildung ist ein Erkennungsmerkmal für dynamische Tiefs.

  

Entwicklung und Aufbau eines dynamischen Tiefdruckgebietesnach nach Vilhelm Bjerknes (1862-1951), der die Polarfronttheorie entwickelte. Quelle: http://retro.met.no/

An der Warmfront  gleitet die warme langsam wie auf einer schiefen Ebene über die kalte Luft. Dabei bilden sich Schichtwolken, und es fängt häufig über längere Zeit an zu regnen (Landregen). In größeren Höhen, wo es noch 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 schwächere Vorwärtsbewegung hat. Die Warmluft wird dabei nach und nach von der herannahenden Kaltluft durchdrungen, erfährt dadurch einen starken Auftrieb, weil sie leichter ist (labile Luftschichtung). und es entsteht eine ausgeprägte Quellbewölkung. Bei kräftigen Winden kommt es zu sehr heftigem -> Regen und oft gibt es auch -> Gewitter und -> Hagel. Der Warmluftsektor wird nach und nach immer kleiner. Warm- und Kaltfront vereinigen sich vom Tiefdruckzentrum ausgehend zu einer Mischfront (Okklusion) bis schließlich der Warmluftsektor ganz verschwunden ist. Die dynamischen Tiefs verwirbeln während ihrer duchschnittlichen Lebensdauer von 5 Tagen also tropische Warmluft und polare Kaltluft miteinander und sorgen so für einen gewissen Temperaturausgleich zwischen tropischer Warmluft und polarer Kaltluft.

Die relativ lange Lebensdauer der dynamischen Tiefs 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. Ansonsten wäre nach wenigen Stunden schon alles vorbei.

Die dynamischen Tiefdruckwirbel bewegen sich mit der Westdrift und sorgen in den Gebieten unter ihren Zugbahnen für eine milde und feuchte Witterung.

Eis-Albedo-Rückkopplung: Eis und Schnee sind hell (hohe Albedo), reflektieren sehr gut das Sonnenlicht und wirken daher abkühlend. Eine Zunahme der Schnee- und Eisbedeckung verstärkt also die Abkühlung und diese wieder die Schnee- und Eisbedeckung. Diese positive Rückkopplung funktioniert natürlich auch in umgekehrter Richtung, wenn durch eine Schnee- und Eisschmelze dunklerer Untergrund freigelegt wird, der das Sonnenlicht kaum reflektiert, aber gut absorbiert.

Eisbohrkerne werden aus Gletschern gewonnen und stellen ein einmaliges Klimaarchiv dar. In Gegenden, wo es kalt und feucht genug für eine Gletscherbildung ist wird der alljährlich fallende Schnee durch die Lagen von in späteren Jahren fallendem Schnee allmählich zusammengepresst und schließlich in Eis verwandelt. Sommerschnee bildet größere Eiskristalle als Winterschnee, so daß Eis-Jahresschichten entstehen, die eine spätere Altersbestimmung des Eises erlauben. Unter günstigen Bedingungen kann man aus Gletschereis kilometertiefe Eisbohrkerne gewinnen, die dann hunderttausende von Jahren in die Vergangenheit zurückreichen. Die Eisbohrkerne enthalten eine Fülle von Informationen über die Klimabedingungen der Vergangenheit. So enthält das Eis Lufteinschlüsse, die die Zusammensetzung der Atmosphäre zum jeweiligen Zeitpunkt verraten. Auch die Temperaturen lassen sich bestimmen, die zum Zeitpunkt herrschten, als der Schnee fiel, der dann später zur jeweiligen Eisschicht zusammengedrückt wurde. Dazu bedient man sich eines besonderen Tricks: Der Sauerstoff im Wassereis kommt in verschiedenen unterschiedlichen Isotopen vor, die zwar chemisch gleich sind, sich im Gewicht aber unterscheiden. Die beiden wichtigsten Varianten sind das leichte O16 – das den Löwenanteil ausmacht – und das schwere O18. Wasser mit der leichteren Form (Isotop O16) verdunstet eher als Wasser mit der schwereren Form (Isotop O18), so daß sich das leichtere Isotop O16 in den als Schnee fallenden Niederschlägen temperaturabhängig anreichern kann. Bei niedrigen Temperaturen verdunstete fast nur Wasser mit O16, bei höheren Temperaturen kam auch immer mehr Wasser mit O18 hinzu. Das O16/O18 – Verhältnis lässt also Rückschlüsse auf die Temperatur zu. Die Stärke der jeweiligen Niederschläge ergibt sich aus dem Dicke der Eisschichten. Auch Staubeinschlüsse lassen Rückschlüsse auf Kalt- oder Warmzeiten zu .In Kaltzeiten ist die Luft staubiger, in Warmzeiten wird der Staub durch die dann häufigeren und stärkeren Niederschläge aus der Luft gewaschen. Die Staubverteilung zeigt dagegen die jeweils vorherrschenden Windrichtungen an. Vulkanausbrüche verraten sich durch eine Ascheschicht in den Eisbohrkernen.

El Nino Southern Oscillation (ENSO) Das ENSO-Phänomen besteht in einem Umkippen der Luftzirkulation zwischen den Subtropenhochs beiderseits des Äquators und einem Wärmetief der Innertropischen Konvergenzzone (ITCZ) im Westpazifik, wobei Wechselwirkungen zwischen Atmosphäre und Ozean eine entscheidende Rolle spielen. Der Normalzustand ist eine Hadley-Zirkulation (vgl. -> Tropen) zwischen einem Tiefdruckgebiet der ITCZ im westlichen Pazifik bei Australien und Indonesien und subtropischen Hochdruckgebieten im östlichen Pazifik vor der westamerikanischen Küste auf der Nordhalbkugel und vor der Westküste von Südamerika auf der Südhalbkugel. Die Nordost- und Südostpassate treiben das warme pazifische Oberflächenwasser westwärts, wodurch an den Westküsten Nord- und Südamerikas kaltes Tiefenwasser nachströmt. Besonders die südamerikanische Westküste, wo das aufsteigende Tiefenwasser sehr viele Nährstoffe enthält, ist für seinen Fischreichtum bekannt. Hinzu kommt noch der Humboldtstrom, der aus der südlichen Polarregion kaltes Wasser mitführt, zunächst küstenparallel strömt, dann aber unter dem Einfluss des Südostpassats nach Westen schwenkt. Das von den Passatwinden nach Westen getriebene Oberflächenwasser erwärmt sich zunehmend, und die Luft darüber wird durch Verdunstung immer feuchter. Die oberflächennahen Wassertemperaturen im West- und Ostpazifik unterscheiden sich um nahezu 10° C (max. 30° C im westlichen Pazifik, aber nur 20° C vor der süd- und nordamerikanischen Küste). Im Westpazifik, im Bereich des tropischen Wärmetiefs, kommt es zu starken Niederschlägen, da die warmen und feuchten Luftmassen hier aufsteigen und sich abregnen. Über dem Ostpazifik, wo die Subtropenhochs liegen, kommt es zu großräumigen Absinkbewegungen der Luft, wodurch sich die Wolken auflösen. Deshalb herrscht hier ein sehr trockenes Klima bis hin zur Wüstenbildung an der südamerikanischen Ostküste. Der Wassertransport durch die Passate nach Westen staut an den Küsten im Westpazifik das Oberflächenwasser auf, wodurch der Meeresspiegel hier einen halben Meter höher liegt als vor der südamerikanischen Ostküste. In der Tiefe kommt es zu einer Schrägstellung der Grenzfläche (Thermokline) zwischen warmem Oberflächenwasser und kaltem Tiefenwasser, die im Osten dicht unterhalb der Meeresoberfläche in 30 m Tiefe, im Westen dagegen erst in 150 m Tiefe liegt.


Die normalen Zirkulationsverhältnisse im äquatorialen Pazifik Quelle: http://www.enso.info/enso.html

Während eines El-Nino-Ereignisses ändern sich die Zirkulationsverhältnisse im Pazifik grundlegend. Die Passatwinde schwächen sich ab Dann kann das im Westpazifik aufgestaute warme Oberflächenwasser nach Osten zurückschwappen und so den Temperatur und Druckunterschied zwischen den beiden Subtropenhochs und dem Wärmetief der ITCZ im Westpazifik weiter abbauen. Dadurch werden die Passatwinde natürlich noch schwächer (positive Rückkoppelung). Die ganzen Druck- und Temperaturverhältnisse können sich sogar umkehren, so daß es anstelle der Passatwinde zu Westwinden kommt. Der Auftrieb des kalten Tiefenwassers vor der nord- und südamerikanischen Ostküste bricht zusammen. Die Temperaturen des Oberflächenwassers im Ostpazifik steigen dann um über 5° C. Durch die Erwärmung hebt sich der Meeresspiegel im östlichen Pazifik um 20 cm an, und die Thermokline senkt sich auf 50 m Tiefe ab. In den neu gebildeten Tiefdruckgebieten des Ostpazifiks steigt warme feuchte Luft auf und kühlt dabei ab, so daß es an den Ostküsten Nord- und Südamerikas nun zu heftigen Niederschlägen kommt. Über dem zuvor feuchtwarmen Westpazifik führt das neu entstandene Hochdruckgebiet mit seinen absinkenden Luftmassen zur Auflösung der meisten Wolken und damit zu extremer Trockenheit. Nach einer Übergangsphase folgt auf das El-Nino- ein La Nina-Ereignis. Dieses entspricht einem verstärkten Normalzustand. Alles ist wie am Anfang, bloß viel ausgeprägter. Schließlich pendelt das System aber wieder in den echten Normalzustand zurück. Das ENSO-Phänomen wird möglicherweise – zumindest teilweise – durch die Antarktische Zirkumpolarwelle (AZW) gesteuert. Die AZW ist eine gekoppelte Erscheinung von Atmosphäre und Ozean. Sie enthält kalte Luft- und Wassermassen, die sich vom Südpol in Richtung Norden ausgebreitet haben im Wechsel mit warmen tropischen Luft- und Wassermassen, die sich in Richtung Südpol bewegen. Diese warmen und kalten Luft- und Wassermassen bilden eine Art vierblättriger Kleeblattstruktur, die als Ganzes innerhalb von 8 Jahren einmal die Antarktis umrundet. Innerhalb der kalten „Blätter“ herrschen kalte und trockene Wetterbedingungen, innerhalb der warmen „Blätter“ ist es dagegen warm und niederschlagsreich. Eine beliebige Stelle im Einflussbereich dieses Kleeblattes erlebt also alle 2 Jahre eine grundlegende Umstellung der Wetterlage. Alle 4 Jahre stellt sich dann wieder dieselbe Wetterlage ein. Im Durchschnitt alle 4 Jahre kommt es interessanterweise aber auch zu einem ENSO-Ereignis wie El Nino oder El Nina. Bei einem El Nino wird womöglich das Hoch vor der südamerikanischen Küste -und damit auch der Südostpassat- durch ein warmes „Blatt“ der vierblättrigen Kleeblattstruktur geschwächt. Ein kaltes „Blatt“ ist dann vielleicht für ein La-Nina-Ereignis verantwortlich. Durchaus möglich, daß es tatsächlich so funktioniert. Der Einfluss des Kleeblattes der Antarktischen Zirkumpolarwelle (AZW) wird nach dem augenblicklichen Stand der Wissenschaft jedenfalls für wahrscheinlich gehalten. Vermutlich gibt es aber auch noch andere Mechanismen, die bei ENSO-Ereignissen eine Rolle spielen.

ENSO-Ereignisse beeinflussen auch die globalen Temperaturen. El-Nino lässt diese ansteigen, während La Nina abkühlend wirkt.

Jetstream  Der Jetstream ist ein Starkwindband, das sich in der oberen -> Troposphäre mehr oder weniger um den ganzen Planeten schlängelt. Er entsteht an der -> Polarfront , wo tropische Warmluft und polare Kaltluft aufeinander treffen. Da warme Luft sich in der Vertikalen mehr ausdehnt, als kalte Luft, besteht an der -> Polarfront ein mit der Höhe zunehmendes Druckgefälle (Druckgradient) von der tropischen Warmluft hin zur polaren Kaltluft. Daraus resultiert ein kräftiger, zunächst polwärts gerichteter  Höhenwind, (Jetstream), der durch die Erdrotation (-> Corioliskraft) zu einem Westwind abgelenkt wird, welcher sich bis zum Boden hin durchsetzt (Westwindzone, Westdrift). 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 ihrerseits verstärken die Fluktuationen im Jetstream. Die Höhenströmung wird also zunehmend turbulent: Aus Konvergenzen (Luftverdichtungen) entwickeln sich abwärts gerichtete Hochdruckwirbel (Dynamische Hochs), aus Divergenzen (Luftverdünnungen) aufwärts gerichtete Tiefdruckwirbel (-> Dynamische Tiefdruckgebiete). In den Tiefs können sich bei ausreichend hoher Luftfeuchtigkeit viele Wolken bilden, weil  die Luft hier ja gehoben wird und sich dabei abkühlt.  Die dynamischen Tiefs werden von der Höhenströmung nach Osten davongetragen und sorgen unter ihren Zugbahnen für mildes, feuchtes und wechselhaftes Wetter. Da dynamische Tiefs an der Grenze zwischen tropischer Warmluft und polarer Kaltluft entstehen und dann die beiden Luftmassen miteinander verwirbeln, bilden sich (fast) immer ein Frontensystem aus Warm- und Kaltfront. Im Verlauf der Drehbewegung des Tiefs werden Warm – und Kaltfront aber vom Tiefdruckzentrum ausgehend zusammengeführt (Okklusion).

Der Jetstream durchläuft mehrere sich wiederholende Phasen, in denen er unterschiedlich stark mäandert: Zunächst  mäandert er nur wenig, und es bilden sich nur wenige dynamische Tiefs, so daß nur eine geringe Durchmischung von tropischer Warmluft und polarer Kaltluft stattfindet. Infolgedessen baut sich an der -> Polarfront ein immer stärkerer Temperaturgegensatz (Temperaturgradient) auf, wodurch der Jetstream immer stärker mäandert und sich vermehrt dynamische Tiefs entwickeln. Die Höhenströmung verlangsamt sich zusehens bis sie schließlich ganz zusammenbricht. Dann lösen sich ganze Höhentröge der Rossby-Wellen als (kalte) Tiefdruckwirbel (Höhentiefs, Kaltlufttropfen) von der Kaltluft und wechseln auf die Warmluftseite über (Cut Off). Dasselbe passiert mit umgekehrten Vorzeichen und in umgekehrter Richtung auch mit den warmen Hochkeilen. Das führt dann endlich zu einer besseren Durchmischung von tropischer Warmluft und polarer Kaltluft.

Polwärts entwickelt sich unterdessen ein neuer Jetstream, der zunächst nur wenig mäandert solange bis sich wieder ein höherer Temperaturgradient aufgebaut hat.

Eingebettet in warme Luft sind kalte Höhentiefs (Kaltlufttropfen) sehr stabil, weil innerhalb des Wirbels bis in große Höhen der Luftdruck niedriger ist als in der wärmeren Umgebung. Die Luftschichtung ist labil (kalte über warmer Luft), so daß es zu Hebungsvorgängen  mit der entsprechenden Wolkenbildung kommt.

Auch die abgespaltenen Hochdruckwirbel halten sich lange, denn der Luftdruck in ihrem Zentrum bleibt bis in große Höhen stets über dem ihrer kühleren Umgebung. Sie können eine enorme Größe erreichen und als blockierende Hochdruckgebiete -> Dynamische Tiefdruckgebiete am Weiterziehen hindern oder zu erheblichen Umwegen zwingen.

 

Meeresströmungen sind neben der atmosphärischen Luftzirkulation (Winde) entscheidend an der globalen Wärmeverteilung vom Äquator in Richtung der Pole beteiligt. Analog der globalen Zirkulation durch Luftströmungen, gibt es auch eine globale Zirkulation durch Meeresströmungen in den Ozeanen.

 

Die globale Zirkulation des Meereswassers:Das Wasser der Meeresströmungen in der Tiefsee ist kalt und salzhaltig, in den oberflächennahen Meeresströmungen ist es dagegen verhältnismäßig warm und salzarm. Quelle: http://www.pik-potsdam.de/~stefan/

Die turbulenten und stark verwirbelten Meeresströmungen werden durch Winde, aber vor allem auch durch Unterschiede in Temperatur und Salzgehalt des Meereswassers  angetrieben (thermohaline Zirkulation). Das vom Äquator zu den Polen strömende Wasser gibt seine Wärme allmählich an die Luft darüber ab, wird dabei immer kühler, aber auch immer salzhaltiger, da auf seinem langen Weg sehr viel Wasser verdunstet. Die Dichte des Wassers nimmt so nach und nach zu, bis es langsam abzusinken beginnt Tiefenwasserbildung in den Absinkzonen), wodurch wiederum die gesamte Zirkulation wie durch eine Pumpe verstärkt wird. Das kalte Tiefenwasser strömt dann wieder in Richtung Äquator. Zwischen Meerwasser und Luft besteht ein intensiver Wärmeaustausch. Das am Äquator erwärmte Wasser, das durch oberflächennahe Meeresströmungen in die Nähe der Pole gelangt, gibt dort seine überschüssige Wärme an die Luft ab. So wird beispielsweise die Wärme, die der Golfstrom (und der Nordatlantikstrom) in den Norden transportiert, durch die Tiefdruckwirbel in der Westwindzone nach Europa transportiert und sorgt dort für eine vergleichsweise milde Witterung.

Milankovich-Zyklen sind periodische Veränderungen der Erdumlaufbahn um die Sonne, die durch die Schwerkrafteinwirkung anderer Planeten unseres Sonnensystems verursacht werden. Dadurch ändert sich erstens die Bahn der Erde selbst. Sie ist einmal mehr elliptisch und dann wieder beinahe kreisförmig (hohe und niedrige Exzentrizität). Das hat natürlich Auswirkungen auf die Sonneneinstrahlung. Zweitens ändert sich der Neigungswinkel der Rotationsachse zur Senkrechten auf der Bahnebene, d.h. die Erde neigt sich mal mehr und mal weniger zur Sonne hin. Die Jahreszeiten sind dann mal mehr und mal weniger ausgeprägt. Und drittens taumelt die Erde auf ihrer Bahn um die Sonne wie ein sich drehender Kreisel (Präzession). Dadurch herrscht auf der Nordhalbkugel (Südhalbkugel) einmal Sommer (Winter), wenn die Erde den sonnennächsten Punkt ihrer Bahn erreicht und das andere Mal sind die Rollen von Nord- und Südhalbkugel vertauscht. Die Winter und Sommer auf den Erdhalbkugeln fallen dann jeweils wärmer oder kälter aus.

 Milankovich-Zyklen Quelle: http://www.hamburger-bildungsserver.de/

Pazifische Dekaden Oszillatiom (PDO) Alle 20-30 Jahre kommt es durch eine plötzliche Änderung der Temperatur des Oberflächenwassers im Nordpazifik zu einer  kurzfristigen Klimaänderung auf großen Teilen der Nordhalbkugel. Die genaue Ursache ist noch unbekannt, dürfte aber mit einer Änderung der Meeresströmungen zusammenhängen, vielleicht so ähnlich wie bei der -> El Nino Southern Oscillation (ENSO)

In der positiven Phase der PDO ist der zentralen Nordpazifik kalt, die Westküste Nordamerikas dagegen warm. Über dem kalten Oberflächenwasser bildet der Jetstream (vgl. -> Dynamische Tiefdruckgebiete) relativ leicht einen Höhentrog aus, in dem sich ein kräftiges Aleutentief (bei der Inselgruppe der Aleuten zwischen Nordamerika und Asien) entwickelt , welches tropische Warmluft in den Nordwestpazifik bis hoch in den Norden lenkt. Über den Regionen der nordamerikanischen Westküste liegt dann ein Hochkeil (Rücken), der für warmes und trockenes Wetter sorgt. Im Osten Nordamerikas befindet sich dann ein Trog mit Tiefdruckgebieten, die Schlechtwetter bringen.

Pazifische Dekaden Oszillation (PDO) mit Temperaturanomalien und Luftbewegungen in der positiven und negativen Phase.  Quelle: http://www.jisao.washington.edu/pdo/

In der negativen Phase sind die Verhältnisse genau umgekehrt: Der zentrale Nordpazifik ist warm, der -> Jetstream bildet in dieser Region einen Hochkeil (Rücken) und das Aleutentief entwickelt sich nur schwach oder garnicht. Deshalb gelangt nur wenig tropische Warmluft hoch in den Norden. Über der Westküste Nordamerikas liegt dagegen ein Trog mit Tiefdruckgebieten und das Wetter ist mild, feucht und wechselhaft. Über dem östlichen Nordamerika folgt dann oft wieder ein Rücken mit schönem Wetter.

Entdeckt wurde die PDO durch auffällige und gegenläufige Veränderungen in den Lachsbeständen der amerikanischen Westküste und vor Alaska alle 20-30 Jahre. In der positiven Phase mit dem warmen Oberflächenwasser der amerikanischen Westküste können dort nur wenige Fische überleben, denn die dadurch stabile Schichtung des Ozeanwassers verhindert einen Austausch mit dem kalten nährstoffreichen Tiefenwasser. Vor Alaska wird das Wasser dagegen nur ein wenig wärmer. Gerade eben hoch genug damit ángenehme Temperaturen für Fische herrschen, aber nicht hoch genug für eine stabile Schichtung des Ozeanwassers. In der negativeb Phase der PDO verhält es sich genau anders herum. Praktisch keine Fische vor Alaska und ideale Fischgründe an der nordamerikanischen Westküste.

Fazit: Ein positive Phase der PDO begünstigt eine Erwärmung zumindest auf der Nordhalbkugel, da sehr viel tropische Warmluft bis hoch in den Norden gelangt. Dadurch verstärkt sich die Eisschmelze in der Arktis und über eine positive -> Eis-Albedo-Rückkopplung ergibt sich ein überproportionaler Temperaturanstieg in der Nordpolregion.

Polarfront (Frontalzone) Die Polarfront ist die Grenze zwischen tropischer Warmluft und polarer Kaltluft, die wegen der -> Corioliskraft entgegengesetzt aneinander vorbeiströmen. Der Temperaturgegensatz (Temperaturgradient) an der Polarfront treibt den -> Jetstream an, indem es zu Turbulenzen kommt aus denen dann die -> Dynamischen Tiefdruckgebiete und die -> Dynamischen Hochdruckgebiete hervorgehen.

Polarwirbel Über den Polen der Erde bilden sich in der -> Stratosphäre Polarwirbel, die als Tiefdruckwirbel (vgl. -> Tiefdruckgebiete) bis in die mittlere -> Troposphäre hinabreichen. Die -> Stratosphäre ist die nächsthöhere Atmosphärenschicht oberhalb der -> Troposphäre, in der sich die meisten Wettervorgänge abspielen. Die -> Stratosphäre enthält größere Mengen an Ozon, das die für das Leben gefährlichen Anteile der von der Sonne kommenden Ultraviolettstrahlung absorbiert. Deshalb ist die -> Stratosphäre deutlich wärmer als die obere -> Troposphäre. Polarwirbel bilden sich aber nur, wenn die -> Stratosphäre über den Polen sehr kalt wird. Das geschieht immer während der Polarnacht, wenn der betreffende Pol keine Sonnenstrahlen abbekommt und deshalb das vorhandene Ozon die -> Stratosphäre dort nicht erwärmen kann. Ein kräftiger Polarwirbel verhindert das allzu starke Mäandern des Jetstreams und begünstigt so die positive Phase der -> Arktischen Oszillation. Ein schwacher Polarwirbel lässt die -> Arktische Oszillation dagegen in der negativen Phase verharren.

Stratosphäre Diese nächsthöhere Atmosphärenschicht oberhalb der -> Troposphäre reicht bis in eine Höhe von 50 km und enthält das lebenswichtige Ozon, welches die gefährlichen Anteile der ultravioletten Sonnenstrahlen absorbiert. Dadurch erwärmt sich die Stratosphäre, so daß eine -> Temperaturinversion eintritt, die eine Quellwolkenbildung in dieser Höhe unterbindet. Die Stratosphäre ist daher sehr trocken.  

Tiefdruckgebiete (Tiefs) sind Bereiche mit einem im Vergleich zur weiträumigen Umgebung verminderten Luftdruck. Man unterscheidet nach ihrer Entstehungsweise -> Thermische Tiefdruckgebiete und -> Dynamische Tiefdruckgebiete.

Treibhauseffekt Der Treibhauseffekt kommt dadurch zustande, daß der Erdboden die Strahlung der Sonne absorbiert, in Wärme umwandelt, die Atmosphäre von unten erwärmt, aber einiges von der Wärme auch wieder in den Weltraum abstrahlt (Infrarotstrahlung), wovon die Treibhausgase (Kohlendioxid, Wasserdampf, Methan, Lachgas) wiederum einen Anteil zurückhalten. Die Moleküle der Treibhausgase sind infrarotaktiv und absorbieren bestimmte ausgewählte Wellenlängen der Infrarotstrahlung des Erdbodens – wobei sie in Schwingungen geraten – und geben einen Großteil der empfangenen Energie durch Stöße an die zahlreichen Nachbarmoleküle anderer Atmosphärengase ab, wozu auch die jeweils anderen Treibhausgase gehören. Die Atmosphäre erwärmt sich dabei ein wenig und und die in ihr enthaltenen Treibhausgase entwickeln eine dementsprechende Infrarotstrahlung. Ein Teil  davon gelangt als infrarote Gegenstrahlung wieder zurück zum Erdboden, der dadurch etwas Wärme zurückerhält und so langsamer auskühlt. Der andere Teil der Infrarotstrahlung geht in den Weltraum. Aufgrund der verzögerten Auskühlung erwärmt sich der Erdboden durch die Sonnenstrahlung auf höhere Temperaturen, als wenn es keine Treibhausgase gäbe. Die Erdoberfläche gibt dann dem Temperaturanstieg entsprechend einerseits mehr Infrarotstrahlung – mit den zahlreichen Wellenlängen, die die Treibhausgase nicht absorbieren können (Infrarotfenster) – in den Weltraum ab, andererseits gibt der durch den Treibhauseffekt erwärmte Erdboden seine zusätzliche Wärme von unten an die unteren Luftschichten der Troposphäre weiter, was wiederum die Konvektion (Luftumwälzung) verstärkt. Letztendlich stellt sich  ein neues Strahlungsgleichgewicht auf höherem Temperaturniveau ein. Die Wirkungen der Treibhausgase addieren sich, können sich aber auch gegenseitig überproportional verstärken. Nimmt beispielsweise die Konzentration von Kohlendioxid (CO2) in der Luft zu, so wird es nur ein wenig wärmer. Die wärmere Luft kann jedoch mehr Feuchtigkeit aufnehmen. Wasser (H2O) ist ein wesentlich stärkeres Treibhausgas als Kohlendioxid (CO2). Damit verstärkt das H2O in der Atmosphäre den relativ geringen Treibhauseffekt des CO2 (Wasserdampfverstärkung).

Tropen Die Tropen befinden in einem Bereich um den Äquator herum der sich vom nördlichen Wendekreis (23,5° Nord) bis zum südlichen Wendekreis (23,5° Süd) erstreckt. Jeweils zur Sonnenwende (20./21. Juni bzw. 21./22. Dezember) erreicht der Sonnenstand im jeweiligen Sommer auf der Nord- bzw. Südhalbkugel auf den Wendekreisen den Zenit. Die Sonne steht dann also senkrecht am Himmel. Das liegt an der 23,5 ° – Neigung der Erdachse.

Die Erde dreht sich in ca. 24 Stunden einmal um die eigene Achse (Eigenrotation), und weist deshalb einen Wechsel von Tag und Nacht auf. Da die Rotationsachse der Erde nicht genau senkrecht auf der Bahnebene der Erde um die Sonne steht, sondern um 23,5° gekippt ist, gibt es Jahreszeiten.

Jahreszeiten und Wendekreise
Quelle: Institut für Sonnenenergieforschung (
http://www.isfh.de/) 

Nord- und Südhalbkugel der Erde erhalten während eines Umlaufs um die Sonne abwechselnd einmal mehr und einmal weniger Sonnenstrahlung, denn diese trifft einmal steiler auf die Nordhalbkugel und flacher auf die Südhalbkugel und das andere Mal genau umgekehrt. Aber eben nur in den Regionen innerhalb der beiden Wendekreise kann die Sonne zumindest einmal im Sommer im Zenit stehen. Über das ganze Jahr gesehen erhalten so die Tropen deutlich mehr Sonnenenergie als die mittleren Breiten oder gar die Polarregionen. Durch Luft- und Meeresströmungen werden die Temperaturunterschiede zwischen den Tropen und den Polen teilweise ausgeglichen. Die Begleiterscheinungen davon erleben wir als Wetter.

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 (vgl. dazu ->Dynamische Tiefdruckgebiete) spielen dagegen keine Rolle! 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 funktioniert 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 oft so groß, daß sich im Zentrum trotz der Bodenreibung, welche die Wirkung der -> Corioliskraft abschwächt, ein  beinahe windstilles, wolkenarmes Auge bildet, in dessen Außenrand (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. Vorhandene  Wolken lösen sich deshalb hier größtenteils auf. Das Zentrum eines tropischen Wirbelsturms ist also immer warm! Der entstandene Wirbelsturm bewegt sich dann mit der jeweils vorherrschenden Luftströmung. 

Hurrikan Floyd, ein tropischer Wirbelsturm mit einem sehr schön ausgebildeten Auge Quelle: NOAA

Das auslösende Moment für die  Entstehung tropischer Wirbelstürme sind Konvergenzen (Luftstauungen) innerhlb des African Easterly Jets, eines kräftigen mittelhohen  Ostwindes. Dieser wird durch den Temperaturgegensatz zwischen der heißen Saharaluft und der vergleichsweise kühleren Luft über dem tropischen Regenwald und einem dementsprechend von Nord nach Süd gerichteten Luftdruckgefälle (Warme Luft dehnt sich mehr aus als kalte Luft. Der Luftdruck in einer Luftsäule warmer Luft nimmt deshalb von unten nach oben langsamer ab als der Luftdruck in einer Luftsäule kalter Luft!) angetrieben (Gradientenkraft). Wegen der -> Corioliskraft wird aus dem ursprünglichen südwärtsgerichteten Nordwind ein Ostwind (African Easterly Jet, Urpassat), der bis in relativ bodennahe Luftschichten hinab reicht, dann aber wegen der Bodenreibung zunehmend in einen Nordostwind ((Nordostpassat) übergeht. Erreicht der  African Easterly Jet, welcher bis weit über den Atlantik reicht, eine kritische Strömungsgeschwindigkeit, so beginnt er zu mäandern. Es entstehen Rossby-Wellen mit Wellenbergen (Tröge), die kühle Luft enthalten und Wellentälern (Rücken) mit warmer Luft. An der Rückseite der Tröge (der Ostseite, weil es ein Ostwind ist) wirken Zentrifugalkräfte der Gradientenkraft entgegen, der Wind wird abgebremst und die Luft staut sich (Konvergenz). An der Vorderseite der Tröge (der Westseite, weil es ein Ostwind ist), treten keine Zentrifugalkräfte mehr auf und der Wind wird beschleunigt, so daß die schon beschleunigte und noch langsamere Luft auseinanderweichen (Divergenz). Im Bereich der Divergenzen wird Luft von oben angesaugt. Es bildet sich ein bodennahes Hoch mit absinkender Luft, die sich dabei erwärmt. Dadurch lösen sich vorhandene Wolken auf (Schönwetter). Im Bereich der Konvergenzen jedoch muss die Luft  nach oben ausweichen. Durch die Hebung kühlt die Luft ab, Wolkenbildung setzt ein, und es entsteht ein  bodennahes Tief (Schlechtwetter). Über einer ausreichend warmen Wasseroberfläche, die genug latente Wärme liefert, kann dabei dann ein tropischer Wirbelsturm herauskommen.

Troposphäre Die relativ feuchte Troposphäre ist die unterste Atmosphärenschicht, in der sich das meiste Wettergeschehen abspielt. Luftdruck und Temperatur nehmen von unten nach oben ab. Die Troposphäre misst über den warmen Tropen bis zu 18km, über den kalten Polen dagegen nur 6-7 km.

Vorticity Vorticity steht für Wirbelhaftigkeit oder Wirbelstärke, also für die Eigenschaft eines 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, wodurch sich die Luftteilchen in Bewegung setzen. 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 in einer Luftströmung verschiedene Strömungsgeschwindigkeiten vorkommen. Die Krümmungsvorticity beruht hingegen auf einer Richtungsänderung der Strömung. Wegen der Erdrotation, welche die Atmosphäre ja mitbewegt, kommt bei jeder Wirbelbildung in der Luft, eine (positive) Planetare Vorticity (Erdvorticity) noch hinzu. Die Erdvorticity wird durch die -> Corioliskraft verursacht, welche die Luftteilchen ablenkt (Krümmungsvorticity). In Richtung der Pole nimmt die Erdvorticity wegen der stärker werdenden -> Corioliskraft zu, in Richtung Äquator dagegen ab. Die Corioliskraft lässt sich gut veranschaulichen: 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. Ein sich beispielsweise nach Norden bewegendes Luftteilchen bekommt demzufolge eine höhere Geschwindigkeit in Drehrichtung der Erde mit, als sie die dort bereits befindlichen Luftteilchen haben. Deshalb eilen die aus dem Süden neu ankommenden Luftteilchen denen im Norden in Richtung der Erdrotation voraus, werden also nach rechts (östlich) abgelenkt. Bewegt sich ein Luftteilchen von Norden nach Süden in Richtung Äquator, so bekommt es eine niedrigere Geschwindigkeit in Richtung der Erdrotation mit als die dort bereits vorhandenen Luftteilchen, und es bleibt diesen gegenüber zurück. Die von Norden neu ankommenden Luftteilchen werden also, ebenfalls nach rechts (aber westlich)abgelenkt. Bewegt sich ein Luftteilchen auf einem mittleren Breitenkreis in Richtung der Erdrotation, so wird es schneller als die nur durch die Erdrotation bewegten Luftteilchen und weicht daher zu einem Breitenkreis aus, welcher der höheren Geschwindigkeit entspricht. Das Luftteilchen wird also wiederum nach rechts (südlich) abgelenkt. Umgekehrt verliert ein Luftteilchen, das sich auf einem mittleren Breitenkreis entgegen der Erdrotation bewegt,  gegenüber den nur durch die Erdrotation bewegten Luftteilchen an Geschwindigkeit und sucht sich einen Breitenkreis, welcher der geringeren Geschwindigkeit entspricht. Also wird es auch nach rechts (aber nördlich) abgelenkt. Zusammengefasst ergeben die eben beschrieben Möglichkeiten einer Ablenkung von bewegten Luftteilchen durch die Corioliskraft einen cyclonalen Wirbel, auf der Nordhalbkugel wie in unserem Beispiel, also einen Wirbel gegen den Uhrzeigersinn (positive Vorticity!). Das bedeutet: Die Erdvorticity ist immer positiv!

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Kurz zusammengefasst: Bei einer Wirbelbildung sind also immer zwei Arten von Vorticity zu berücksichtigen; erstens die Relative Vorticity, also die Wirbelstärke relativ zu der als ruhend betrachteten Erde und zweitens die grundsätzlich positive Planetare Vorticity (Erdvorticity). Beide zusammen ergeben dann die Absolute Vorticity.

Alle Luftwirbel haben einen Drehimpuls (Drall) der erhalten bleibt, wenn sie nicht an Energie hinzugewinnen oder verlieren. Diese Eigenschaft wird Potentielle Vorticity genannt und ergibt sich aus dem Quotienten von Absoluter Vorticity einer Luftsäule und deren Höhe. 
Ein Eiskunstläufer, der sich um die eigene Achse dreht und dabei seine Arme zum Körper anzieht dreht sich dadurch schneller, erhöht also seine Vorticity und umgekehrt. Analog dazu nimmt bei vertikaler Streckung und gleichzeitig abnehmenden Durchmesser einer sich drehenden Luftsäule, deren Vorticity ebenfalls ab und umgekehrt (Pirouetteneffekt).

Änderungen der Relativen Vorticity spielen bei der Entstehung -> Dynamischer Tiefdruckgebiete unter einem mäandernden Jetstream die entscheidende Rolle: Im Bereich der maximalen Krümmung und Scherung eines Höhentroges (auf der Trogachse) erreicht der Jetstream seine maximale positive Relative Vorticity und gleichzeitig seine minimale Erdvorticity (die Corioliskraft nimmt in Richtung Äquator ab!), denn seine Potentielle Vorticity bleibt ja konstant. Auf der Vorderseite des Troges (Ostseite), nehmen Krümmung und Windscherung, also die Relative Vorticity wieder ab,  und die Erdvorticity dementsprechend zu (die Corioliskraft wird in Richtung Pol stärker!), denn wiederum bleibt die Potentielle Vorticity natürlich konstant. Man kann es auch so formulieren: Positive Absolute Vorticity wird von einem Bereich starker Krümmung in einen Bereich schwacher Krümmung transportiert (Positive Vorticity Advektion (PVA), von lat. advehere = heranführen, heranbringen, heranfahren, transportieren). Die schwache Krümmung des Jetstreams auf der Vorderseite des Troges zeigt also den Abbau positiver Relativer Vorticity zugunsten einer zunehmenden positiven Erdvorticity an. Der Abbau von Relativer Vorticity auf der Trogvorderseite geschieht durch horizontale Divergenz vor allem in der Höhe, weil hier die Windgeschwindigkeiten am größten sind. Der Durchmesser einer dort befindlichen Luftsäule nimmt dabei zu und die Wirbelstärke, also die Relative Vorticity dementsprechend ab. Durch die Divergenz in der Höhe verliert die Luftsäule an Masse, so daß am Boden der Luftdruck fällt. Durch diese Störung wird von ringsherum Luft angesaugt (Konvergenz in Bodennähe) und es bildet sich ein aufwärts gerichteter Luftwirbel, woraus sich ein -> Dynamisches Tiefdruckgebiet entwickelt.

 
Auf der Vorderseite eines Höhentroges bildet sich durch Divergenz ein dynamisches Tiefdruckgebiet: Die rote Linie markiert die Trogachse, wo die Relative Vorticity (Krümmungs- und Scherungsvorticity) ihren höchsten Wert erreicht. Der blaue Kreis zeigt die Zone maximaler Divergenz auf der Trogvorderseite, wo Relative Vorticity zugunsten der Erdvorticity abgebaut wird. Die Potentielle Vorticity bleibt erhalten!
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 mehr aus als kalte Luft, wodurch in einer Luftsäule der Luftdruck auch erst in entsprechend größerer Höhe auf 500 hPa zurück geht. Die 500 hPa-Fläche bildet daher 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 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 geringen Schichtdicken, also einem geringen Abstand zwischen den Isobarenflächen, entsprechen niedrigen Lufttemperaturen und solche mit hoher Schichtdicke hohen Lufttemperaturen. Die Schichtdicken und damit die Temperaturen 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 hohes 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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Das Ganze lässt sich noch weitergehender veranschaulichen: Man denke sich die Luftsäulen aus (unendlich) vielen kleinen Luftsäulen übereinander zusammengesetzt. Durch die wegen der ansteigenden Windgeschwindigkeiten mit der Höhe zunehmenden Divergenz wird der Durchmesser der kleinen Luftsäulen dementsprechend größer, gleichzeitig werden sie wegen der Erhaltung der Potentiellen Vorticity aber auch immer kürzer. Die Gesamtlänge der unendlich vielen kleinen Luftsäulen reicht dann nicht mehr bis zum Boden herab. Die dadurch entstehende „Loch“ wird dann mit Luft aus der bodennahen Umgebung aufgefüllt (bodennahe Konvergenz).
 
 
 

 

 

 

 
 
 
 
 
 
 
 

 

 

 

 
 
 
 
 
 
 

 

 

 

 

 

 

 

 
Wolken bilden sich, wenn durch Wasserverdunstung feuchte Luft aufsteigt und abkühlt bis schließlich das Kondensationsniveau erreicht wird. Warme Luft kann wesentlich mehr Wasser aufnehmen als kalte Luft. Bei erreichen des Kondensationsniveaus bilden sich unendlich viele, mikroskopisch kleine Wassertröpfchen und so entsteht eine Wolke. Dabei wird Kondensationswärme frei, die latente Wärme. Sie entspricht der Wärmeenergie, die nötig war, um das Wasser zu verdunsten und die nun bei dem umgekehrten Vorgang wieder freigesetzt wird. Die bei der Wolkenbildung freigesetzte  latente Wärme gibt der aufsteigenden Luft neuen Auftrieb, denn solange diese wärmer ist als die Umgebungsluft, kann sie weiter aufsteigen. Dabei kondensiert der noch vorhandene Wasserdampf weiter aus. Die bei der Wolkenbildung freiwerdende latente Wärme fördert so ihrerseits die Wolkenbildung. Diese funktioniert aber nur dann richtig, wenn kleine Partikel als Kondensationskeime vorhanden sind, an denen sich die Wassermoleküle anlagern können, so daß Wassertröpfchen entstehen können. Je mehr Kondensationskeime vorhanden sind, umso kleiner sind die Wassertröpfchen und umso heller wird die Wolke. Bei den Kondensationskeimen handelt es sich um Staub-, Rußteilchen, aetherische Öle von Pflanzen  (Terpene) und um Sulfataerosole. Letztere stammen heutzutage oft aus industriellen Abgasen, werden aber auch von Pflanzen, vor allem aber von Meeresalgen in beachtlichem Umfang erzeugt.
 
wird fortlaufend ergänzt…

Written by jenschristianheuer

Dezember 6, 2006 at 10:55 pm

Veröffentlicht in Wetter- und Klimalexikon