Meteorologie - Unser Wetter

Meteorologie - Unser Wetter
Klären wir nun zuerst, was man sich unter dem Begriff Meteorologie vorstellen muss.
Per Definition heißt es: „ Meteorologie ist die Lehre von der Physik und Chemie der Atmosphäre“. Oft
wird es auch nur als Physik der Atmosphäre bezeichnet, allerdings spielen wichtige Prozesse wie zum
Beispiel die Ozonbildung eine wichtige Rolle, welche eher der Chemie zuzuordnen sind.
Salopp formuliert spricht man von und um das Wetter.
Planetarische Zirkulation
Wie wir wissen besteht die Erde aus verschiedenen Klimazonen, zu verschulden hat das zum einen die
Sonne und aber auch der nahezu kugelförmige Aufbau der Erde.
Grafik 1
Wie man auf dem obigen Bild bei b) erkennen kann, haben die Sonnenstrahlen zum Äquator einen
direkten/steilen Einfallswinkel.
Anders spielt sich das Geschehen über den Polen ab. Die Sonnenstrahlen fallen schräg auf das
Polargebiet ein und verteilen sich so über eine größere Fläche, dass heißt die gleiche Energie erreicht
mehr Gebiet (das selbe Gebiet erhält allerdings weniger Energie).
Des Weiteren müssen die Sonnenstrahlen durch den schrägen Einfallswinkel einen längeren Weg
durch die Atmosphäre zurücklegen und verlieren damit erneut durch Absorption und Streuung
innerhalb der Luftschichten an Energie.
Letztendlich erreicht also ein viel kleinerer Betrag an Energie die Pole als den Äquator.
Als wäre das noch nicht genug, gibt es an den Polen einen weiteren, sehr bedeutsamen Effekt, den
sogenannten Albedo – Effekt. Die Albedo ist ein Maß für das Rückstrahlvermögen von diffus
reflektierenden, also nicht selbst leuchtenden Oberflächen. Da die Pole wegen ihres Eises und Schnees
einen weißen Untergrund darbieten, wird die Sonnenstrahlung zu einem großen Teil wieder reflektiert
und kann somit kaum den Boden erwärmen bzw. Energie abgeben. Schnee reflektiert beispielsweise
bis zu 90% der Sonnenstrahlen zurück, Wasser bis zu 30% und Asphalt nur noch 15% (vgl. Albedo
Zahl).
Der winzige Energieteil, der doch den Boden der Pole erreicht, verschwindet aber dann letztendlich
auch durch Abstrahlung. Denn jeder Körper nimmt Energie auf und strahlt Energie, meist inForm von
Infrarotstrahlung, wieder ab.
Somit erhalten also die Tropen mehr Energie als sie abgeben können und die Polarregionen strahlen
mehr Energie ab als sie erhalten können. Gäbe es keinen Wärmeaustausch, würden sich die Pole
immer mehr abkühlen, während sich die Tropen immer weiter erhitzten würden.
Dieser Wärmeaustausch stellt also nun unsere Planetarische Zirkulation dar. Ein großer Teil wird
durch Meeresströmungen ausgetauscht, ein zweiter großer Teil über die Luft.
Kommen wir noch einmal zum Ausgangsschema zurück, im Gebiet der Tropen wird Energie
zugeführt und im Gebiet der Pole Energie abgeführt.
Grafik 2
Q= Wärmeenergie
Um die Entstehung von thermischen Hoch – und Tiefdruckgebieten zu verdeutlichen, benutze ich
folgende Gleichungen:
(1) Allgemeine Gasgleichung: P * V = n * R * T
(2) n =m/M
(3) (2) in (1) eingesetzt: P * V = m/M * R *T
P * V = m * Ri * T
(4) m = ρ * V
(5) (4) in (3) P*V = ρ * V * Ri * T
Nach ρ umgestellt:
ρ = P*V / V * Ri * T
n = Stoffmenge . P = Druck . V = Volumen . R = Gaskonstante . T = Temperatur . M = molare
Stoffmenge . m= Masse . Ri = spezielle Gaskonstante . ρ = Dichte .
Nach (5) ergibt sich also bei Erhöhung der Temperatur ( = Energiezufuhr, da wegen Q = m * c *T
bei c * m = const. , Q direkt proportional zu T ist ) eine geringere Dichte .
Und nach (4) ist eine Reduzierung der Dichte gleich eine Reduzierung der Masse. Somit wird das
Luftpaket über dem Äquator leichter (weniger Dichte/ weniger Masse) und steigt auf, am Boden
entsteht durch der fehlenden Masse ein Tiefdruckgebiet. An den Polen ist es genau umgedreht,
hier entsteht durch Absinken der kalten Luftmassen (durch Energieabgabe) ein
Hochdruckgebiet.
Damit haben wir also nun das äquatoriale Tiefdruckgebiet (ITC-Tiefdruckrinne) und das
Polarhoch kennengelernt. Früher glaubte man es gäbe nur diese zwei thermisch (nahezu)
stationären Druckgebiete, tatsächlich gibt es noch zwei Stück, das Subtropical high und den
Subpolar low.
Diese 4 (nahezu) festen, thermischen Druckgebilde markieren also die Grundpfeiler unserer
Zirkulation und stellen damit auch unsere 4 Klimazonen (Polargebiet, Subpolargebiet,
Subtropen, Tropen) da.
Wäre unsere Erdachse nicht geneigt, wären diese Druckgebilde wohl nahezu permanent.
Allerdings ist unsere Erdachse eben geneigt und daher gibt es die Jahreszeiten, unsere
Druckgebilde verschieben sich.
Grafik 3
Rot = Erdachse . Blau = Ort . Dicke der gelben Strahlen ist ein Maß für die angekommene Energie auf dem Ort
Da die Erdachse geneigt ist, „verschiebt“ (ändert nicht wirklich seine Position, sondern nur die
Position zur Sonne) sich unser Punkt im Laufe der Umdrehung von Erde um die Sonne. Im Winter ist
der Einfallswinkel von Sonne sehr schräg und somit erreicht wenig Energie unseren Ort, im Sommer
dagegen ist es genau umgedreht: der Einfallswinkel ist nun maximal. Somit verändert sich das Klima
laufend, allerdings nicht wirklich schnell, da die Erwärmung/Abkühlung der Meere“ etwas bremst
(„Trägheitseffekt des Meeres“) .
Corioliskraft
Grafik 4
Zyklone (/~Tiefdruckgebiet) vor Island
Um weiter zu klären wie sich Tiefdruck- und Hochdruckgebiete verhalten, müssen wir zuerst die
Corioliskraft besprechen:
Wie man auf dem Bild (4) sieht strömt die Luft nicht direkt von A nach B , sondern wird durch eine
Kraft spiralförmig abgelenkt.
Des Weiteren strömt die Luft in das Zentrum der Zyklone hinein (Von Hochdruckgebiet zu
Tiefdruckgebiet, vgl. Grafik 2 ) . Ursache hierfür ist die sogenannte Druckgradientkraft. Sie entsteht
dadurch, da die Luftmassen immer bestrebt sind ein Masseausgleich bzw. Druckausgleich
herzustellen. Damit wirkt ein Tiefdruckgebiet sozusagen wie ein riesiger Saugstauber und zieht alles
an Luft in der Umgebung an. Je näher, desto größer die Kraft.
Würde man nun alle anderen Kräfte außen vor lassen, würde sich unser Luftpaket, bedingt durch die
Druckgradientkraft, direkt von A nach B bewegen, hier spricht man vom sogenannten Eulerschen
Wind.
Allerdings gibt es eine Kraft, welche unsere Luftpakete ablenkt, die Corioliskraft .
Sie gehört zu den zugenannten Schein- oder Trägheitskräften und ist immer senkrecht zur
Bewegungsrichtung des Körpers, sowie zur Rotationsachse des Bezugssystems gerichtet.
Grafik 5
Verdeutlichung des Prinzips anhand eins drehenden Tellers: Man erkennt das sich die Kugel von
ihrem eigentlichen Zielort (roter Punkt) entfernt hat. Sie hat also eine Ablenkung durch die Rotation
des Tellers erfahren. Der rotierende Teller stellt also die rotierende Erde da und die Kugel einen
beliebigen Körper, hier speziell die Luftmassen.
Weitere wichtige Eigenschaften der Corioliskraft:
-Es gibt eine vertikale und horizontale Komponente, die Vertikale ist aber vernachlässigbar gering.
-Bei Bewegungen am Äquator ist die horizontale Komponente der Corioliskraft Null. Umgedreht
steigt die Kraft bei zunehmenden Breitengrad und ist an den Polen Maximal.
-Der Betrag der horizontalen Komponente hängt nicht von der Richtung der Bewegung ab
-Bei einer Nord-Süd-Bewegung wirkt exakt die gleiche horizontale Komponente der Corioliskraft wie
bei einer Ost-West-Bewegung.
-Der Einfluss der Corioliskraft auf Bewegungen etwa im Meer und in der Atmosphäre wird durch die
dimensionslose Rossby-Zahl charakterisiert. Je kleiner diese ist, umso mehr Einfluss hat die
Corioliskraft auf die Bewegung.
Allgemeine Berechnung der Corioliskraft:
bzw.
Dabei ist:





FC,N die Komponente der Corioliskraft in nördlicher Richtung,
FC,O die Komponente der Corioliskraft in östlicher Richtung,
der Breitengrad,
vO die Komponente des Geschwindigkeitsvektors in östlicher Richtung
und vN die Komponente des Geschwindigkeitsvektors in nördlicher Richtung.
Das heißt mit zunehmender Geschwindigkeit und Breitengrad nimmt die Corioliskraft zu.
Grafik 6
Betrachtet man nur die Druckgradientkraft und die Corioliskraft, dann spricht man vom sogenannten
Geostrophischem Wind. Dieser weht auf der Erde oberhalb der planetaren Grundschicht (ca. 10001500m) , da hier keine Reibung auftritt. Er weht immer parallel zu den Isohypsen.
Unterhalb der planetaren Grundschicht kommt eine weitere Komponente (Reibung) hinzu, die
ageostrophische Windkomponente, welche ein Eindrehen des Windes zum Tiefdruck bewirkt.
Grafik 7
Eine weitere Kraft die auf das Gesamtsystem wirkt, ist die Zentrifugalkraft. Im Tiefdruckgebiet wirkt
sie der Druckgradientkraft entgegen und im Hochdruckgebiet wirkt sie mit der Druckgradientkraft
nach außen, hier (Hochdruckgebiet) bezeichnet man den Wind auch als Supergeostrophischen Wind.
Betrachtet man kleinskalige Systeme wie z.B. Tornados, dann wird die Corioloskraft vernachlässigbar
gering, während der Betrag der Zentrifugalkraft steigt, hier würde man vom zyklostrophischen Wind
sprechen.
Zusammengefasst:
Grafik 8
Nun haben wir kennengelernt, dass sich der Wind im Tiefdruckgebiet zyklonal ( gegen den
Uhrzeigersinn) und im Hochdruckgebiet antizyklonal ( mit dem Uhrzeigersinn) dreht. Im
Tiefdruckgebiet steigen die Luftmassen, während sie im Hochdruckgebiet absinken.
Werden die Luftmasen durch ein Tiefdruckgebiet nun gehoben, entsteht Warmluftadvektion, es
bildet sich ein Warmluftrücken (Keil) aus . Sinken die Luftmassen hingegen in der Höhe ab, entsteht
Kaltluftadvektion, es bildet sich ein Kaltlufttrog (Trog) aus.
Dynamische Zyklogenese
Die Dynamische Zyklogenese findet ihre Ursache im Temperaturunterschied. Sie geht aus dem
Aufeinandertreffen von Kaltluft und Warmluft in der Höhe hervor . Der Teil mit der Kaltluft in der
Höhe nennt man Höhentrog, während der Teil mit der Warmluft Höhenkeil genannt wird. Beide
Gebilde sind den Druckgebildet am Boden sehr ähnlich, der Trog dem Tiefdruckgebiet und der Keil
dem Hochdruckgebiet.
Treffen nun Kaltluft und Warmluft aufeinander entsteht ein sogenannter Jetstream (Starkwindband),
je größer die Temperaturdiverenz auf gleichem Raum ist, desto schneller wird der Jetstream.
Grafiken 9
Wie man nun erkennt, werden die Luftmassen vor der Trogachse (lila) zusammengeführt, sie
konfluieren . Durch das Zusammenfließen der Luftmassen muss eine nach unten gerichtete
Strömung existieren um den Masseüberschuss abzubauen. Somit stellt sich also in der Höhe eine
Konvergenz ein (Zusammenfluss von Luftmassen) und am Boden durch den Masseüberschuss ,
welcher von dem nach unten gerichtete Luftmassenstrom erzeugt wird, eine Divergenz
(Auseinanderfluss von Luftmassen). Bis die Luftmassen die Jetachse erreichen werden sie
beschleunigt. Hier gilt der sogenannte Venturi-Effekt, welcher besagt: „ Querschnitt (A) mal
Geschwindigkeit (v) = konstant“. Da der Querschnitt bis zur Jetachse kleiner wird, muss sich
folgerichtig die Geschwindigkeit erhöhen. Nun kommt noch die Trägheit ins Spiel, die Luftmassen
können wegen der Trägheit nicht so schnell beschleunigt werden, dadurch erhöht sich die
Druckgradientkraft und die Luftmassen werden zum tieferem Luftdruck abgelenkt.
Genau umgedreht verhält sich das Ganze nach dem Überqueren der Trogachse, die Luftmassen
diffluieren . Somit entsteht dort eine Höhendivergenz und durch einen nach oben gerichteten
Luftmassenstrom eine Bodenkonvergenz .
Folgende Situation stellt sich ein:
Grafik 10
Links der Trogachse stellt sich aufgrund der Höhenkonvergenz ein Masseüberschuss ein, dies fördert
die Entwicklung eines Hochdruckgebietes . Rechts der Trogachse wird ein Massemangel aufgrund der
Höhendivergenz erzeugt, das wiederrum fördert die Entwicklung von Tiefdruckgebieten und ist ein
Auslöser von Zyklogenese. Allerdings spielen noch weitere Faktoren (Temperaturadvektion,
Schichtenadvektion etc. ) eine wichtige Rolle für Zyklogenese (vgl. w-Gleichung) .
Für Höhenkeile gilt das Gegenteil , hier kann man aber Keilvorderseite mit Trogrückseite und
Trogvorderseite mit Keilrückseite gleichsetzten und kommt so auf die gleichen Resultate. Die
Advektionen sind auf der antizyklonalen Seite des Jetstreams (Nähe des Keils) allerdings schwächer
als auf der zyklonalen, da die Isohypsen hier schwächer gedrängt sind . Das bevorteiligt die
Zyklogenese im linken (zyklonalen) Jetauszug .
Gewitter und resultierende Wirbel
Eine weitere Ursache für eine Tiefentwicklung können Gewitter im Verbund darstellen. Aber dazu
klären wir am besten zuerst einmal wie Gewitter entstehen:
Damit eine Gewitterwolke entsteht muss eine indifferente bis labile Schichtung bestehen. Eine
indifferente Schichtung dürfte aber eher die Ausnahme bilden, denn hier müssten starke
Hebungsvorgänge und hohe Dynamik die fehlende Labilität überkompensieren.
Neben der labilen Schichtung müssen noch 2 Bedingungen erfüllt sein, die (Boden)Luftschichten
müssen mit ausreichend viel Feuchte angereichert sein und es muss Hebung existieren (meist inForm
einer Bodenkonvergenz) .
Nun existieren diese 3 Faktoren, dann kommt folgender Prozess in Gang:
Die bodennahen Luftpakete werden durch Hebungsvorgänge (kann auch orografisch [durch Gebirge]
erfolgen) zum Aufsteigen gezwungen, da sie nun ausreichend mit Feuchtigkeit versorgt sind, fangen
sie durch die adiabatische Abkühlung irgendwann an zu kondensieren (Cumulus Untergrenze) . Nun
kühlen sich die Luftpakete nur noch feuchtadiabatisch ab (ca. 0,65K/100m), die
Umgebungstemperatur kühlt sich dabei schneller ab (trockenadiabatisch, 1K/100m) . Das heißt die
Temperatur in unserem Luftpaket ist höher als die Umgebungstemperaturen , Stichwort latente
Wärme (Kondensationswärme) . Dadurch bekommt unsere Luftpaket eine zusätzliche Kraft, die
Aufwindkraft (durch die niedrigere Dichte werden die Luftpakete zum Aufsteigen gezwungen) . Je
größere der vertikale Temperaturgradient ist, desto größer ist diese Aufwindkraft (bzw. der
Aufwindbereich der Cumulus Wolke). Weitere Faktoren wie zum Beispiel eine hohe Dynamik (Wind)
begünstigen die Entwicklung von CBs (Beispiel: Kaltfront bei Kyrill) .
Bis zum sogenannten Equilibrium Level (befindet sich meist in der Nähe der Tropopause) können die
Luftmassen labil aufsteigen, ab hier stellt sich dann eine neutrale Schichtung ein, so dass ein
weiteres Aufsteigen unterbunden wird (es fehlt die Aufwindkraft, Temperaturgradient) . Einzelne
Luftpakete können aber aufgrund der Trägheit trotzdem darüber hinausschießen (die Luftmassen
wurden durch die Aufwindkraft beschleunigt und können nicht gleich auf 0 abgebremst werden,
Stichwort: Trägheit) , diese Bereiche nennt man dann overshooting tops .
Verdeutlichung des Schemas anhand einer Grafik:
Grafik 11
In so einer Gewitterwolke (Cumulonimbus) spielen sich natürlich auch viele Prozesse ab. Zum einen
gibt es einen Abwindbereich , denn wo eine nach oben gerichtete Kraft existiert , muss auch eine
nach unten gerichtete Kraft existieren. Diese Abwindbereiche können sich bis zu sogenannten
Downbursts entwickeln. Downburts können ihre Ursache im Verdunsten von Niederschlag (erzeugt
„Kälte“, diese aufgrund der hohen Dichte nach unten abtransportiert wird) erhalten oder
beispielsweise durch einen vertikalen Impulstransport (starker Höhenwind wird durch Turbulenzen
heruntertansportiert ). Weitere Begleiterscheinung sind Starkregen und Hagel. Hagel entsteht
hauptsächlich durch den Aufwind, der die Wassertropfen lange in hohen, kalten Schichten hält und
die Tropfen so vereist. Je größer der Aufwind, feuchter die Luftschichten, niedriger die
Nullgradgrenze der Feuchtetemperatur (wed bulb zero) und kälter die obere Troposphäre sind ,
desto größer der Hagel.
Eine weitere Gefahr bieten Tornados, welche aber hauptsächlich durch Superzellen (rotierende
Gewitterwolken) hervorgerufen werden, wobei auch die sogenannten Miller- Tornados in ganz
„normalen“ Gewittern auftreten können.
Jedes Gewitter stellt auch ein Tiefdruckgebiet dar, allerdings nur ein Kleinskaliges.
Großskalige thermische Tiefdruckgebiete entwickeln sich aus einem Verbund von Gewitterzellen. Die
typischste Variante in unseren Breiten ist der sogenannte MCS (Mesoscale Convective System).
Oft entwickelt sich ein solches System vorderseitig von Kurzwellentrögen (Warmluft)und tritt meist
nachts auf (entkoppelte Konvektionen).
Meist sind diese Systeme aber nur kurzlebig, bestenfalls entwickeln sich daraus ein MCV (mesoscale
convective vortex) , Beispiel : http://www.wzforum.de/forum2/read.php?23,1437890,1438024#msg1438024 .
Kommt aber ein MSC über warmes Wasser und trifft auf günstige Scherungsbedingungen, kann sich
daraus ein wahres Monster entwickeln . Wir sprechen hier von den sogenannten tropischen
Stürmen, intensiviert auch oft bekannt als Hurrikans.
Tropische Stürme entwickeln sich oft aus den sogenannten easterly waves im Bereich der ITC heraus,
welche unter Ostwind auf hohe Wassertemperaturen westlich von Afrika auftreffen. Der nahezu
permanente Temperaturgradient (wenig Unterschied zwischen Tag und Nacht) fördert die
Konvektion erheblich und es bildet sich durch Auskondensieren (freiwerden von latenter Wärme ->
zusätzlicher Antrieb) ein low level pressure centre (Tiefdruckzentrum). Nun versuchen horizontal
nachfließende Luftmassen den Druck auszugleichen, hier kommt die Corioliskraft ins Spiel und lässt
die Luftmassen spiralförmig rotieren. Somit schaffen es die Luftmassen nicht rechtzeitig das low level
pressure centre aufzufüllen. Sind die Bedingungen weiter labil, kann sich unser tropischer Sturm
weiter intensivieren. Ab einer gewissen Intensität bekommt der tropische Sturm ein Auge
(wolkenfreies Gebiet) im Kernbereich, nun wird er als Hurrican bezeichnet. Bis zur Abschwächung
kann sich ein Kerndruck von unter 900hPa im Zentrum entwickeln und so zerstörerische
Windgeschwindigkeiten hervorrufen.
In meinem Beitrag habe ich nun erklärt, wie sich Tiefdruckgebiete entwickeln können und warum das
so ist. Neben meinen Ausführungen gibt es sogar noch weitere Möglichkeiten wie sich Zyklogenese
ereignen kann (z.B. durch Leeeffekte).
Autor Mike Rosin . Quellen werden separat zugefügt.