Weltenwetter

Die Wettermaschine (aktualisiert am 16.12.2008)

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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 !

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Written by jenschristianheuer

Dezember 22, 2006 um 8:00 pm

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