Meteorologie Planetarische Zirkulation

Meteorologie
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 Masse . 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.
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. 1000-1500m) , da hier keine Reibung auftritt. Er weht immer parallel zu
den Isohypsen (Linien gleicher geopotenzieller Höhe) .
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 (Hebung durch Warmluftadvektion) , während sie im
Hochdruckgebiet absinken (Absinken durch Kaltluftadvektion) .
Dynamische Zyklogenese
Die Dynamische Zyklogenese findet ihre Ursache im Temperaturunterschied bzw.
Druckunterschied . Sie geht aus dem Aufeinandertreffen von Kaltluft und Warmluft in der
Höhe hervor, den Aufprallpunkt der beiden Luftmassen nennt man Frontalzone . 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 (niedriger Druck) und Warmluft (hoher Druck) aufeinander, entsteht ein
Gradientwind bzw. ein Jetstream (Starkwindband) , je größer die Temperaturdifferenz (und
damit auch die Druckdifferenz) 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, Schichtdickenadvektion 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 im Sommer 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 den sogenannten Downbursts entwickeln. Downbursts 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 Typ 2- 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 : [www.wzforum.de] .
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 und warum sich Hoch- und Tiefdruckgebiete
entwickeln können . Neben meinen Ausführungen gibt es sogar noch weitere Möglichkeiten
wie sich Zyklogenese ereignen kann (z.B. durch Leeeffekte).
Die Folgen für uns von Hochdruck und Tiefdruck sind sehr unterschiedlich. Tiefdruck steht
eher für "schlechtes" Wetter (z.B. Regen, Schauerwetter , Sturm) und ein Hochdruckgebiet
für "gutes" Wetter (im Sommer meist Sonnenschein) .
Allerdings gibt es sehr viele Spezialfälle: Unter einem Tiefdruckgebiet kann durchaus die
Sonne scheinen , während unter einem Hochdruckgebiet dichter Nebel auftreten kann
(Inversionswetterlage, speziell im Winter).
Alles hat seine Vor- und Nachteile.
Autor Mike Rosin.