Start Aktuelles Synoptik Magazin Inntranetz Links Impressum

Konzeptionelle Modelle zur Zyklogenese - eine Einführung

Felix Welzenbach

Innsbruck

--- 04. April 2009, erneuerte Fassung ---

Gliederung

  1. Einleitung
  2. Quasigeostrophische Vorticityperspektive
  3. Isentrope Potentielle Vorticity + Fallbeispiel
  4. Fallbeispiele
  5. Literaturhinweise

1. Einleitung

Über Zyklogenese gibt es viel zu schreiben und zu diskutieren, da die Zyklogenese sehr vielseitig ist und immer noch eine große Herausforderung für Theoretiker und Vorhersager darstellt. Sehr gute Erläuterungen zur Theorie von Zyklonen finden sich bei namhaften Autoren wie Bluestein, Stull, Holton. Ziel dieses Artikels ist eine Einführung in die theoretischen Hintergründe und praktische Anwendung der Zyklogenese in Modellkarten. Davon ausgenommen sind, um den Rahmen nicht zu sprengen, tropische Zyklone und Polartiefs, deren Entstehungsbedingungen sich von der typischen Zyklone der mittleren Breiten stark unterscheiden.

Folgende zwei Betrachtungsweisen (engl. perspectives) sind in der theoretischen (und synoptischen) Meteorologie heutzutage gebräuchlich:

(*) Derartige Ausgleichprozesse findet man überall in der Natur, auch als "LeChatelier's Gesetz" bekannt, dazu in den folgenden Kapiteln mehr.

Ganz wichtig bei den QG-Betrachtungen ist der Hinweis, dass diese nicht die Ursachen von Konvergenz und Divergenz liefern, sondern lediglich eine diagnostische Grundlage bilden, das heißt, dass infolge der Massenerhaltung (Kontinuitätsgleichung) bei einer oberen Divergenz eine untere Konvergenz herrschen muss. Die Ursache für die Strömung selbst folgt jedoch aus den Bewegungsgleichungen , welche die zeitliche Entwicklung, advektive Prozesse, Coriolis- und Druckgradientkraft sowie Turbulenz/Reibung beinhalten, siehe Navier-Stokes-Gleichung.

Der deutsche Begriff Tiefdruckentwicklung ist dem lateinischen Zyklogenese nicht gleichwertig, da auch die Zyklolyse eine Entwicklung ist, wenn auch mit negativem Vorzeichen. Die Nachsilben -genese (gr. genein = bilden) und -lyse (lysis =Auflösung) bilden daher exaktere Beschreibungen.

Grundsätzlich werden drei Zyklogenesetypen unterschieden:

Daneben lassen sich weitere Spezialfälle benennen, z.B... Die folgenden Erklärungen beziehen sich, wenn nicht anders angegeben, auf die Zyklogenese an einer Frontalzone, die einen korrespondierenden Jetstream in der Höhe aufweist.

zurück zur Gliederung

2. Quasigeostrophische Vorticityperspektive

Das QG-Modell basiert auf der Annahme eines nahezu (quasi) geostrophischen Jetstreams, in dem folglich ein Gleichgewicht aus Druckgradient- und Corioliskraft herrscht:

Die Abbildung zeigt die Draufsicht auf einen Jetstream mit Eingangs- und Ausgangsregion. Auf der (kalten) Nordseite des Jets befindet sich an die Trogachse gekoppelt ein Vorticitymaximum (besser : ein Maximum positiver Vorticity), auf der (warmen) Südseite des Jets gekoppelt an die Keilachse ein Vorticityminimum (besser : ein Maximum negativer Vorticity). Schaut man nun stromabwärts nach links, so liegt im linken Jetauszug auf der Trogvorderseite ein Maximum positiver Vorticityadvektion (PVA), das durch positive Scherungs- und Krümmungsvorticity verursacht wird. Entsprechend ist im rechten Jetauszug, der Keilvorderseite ebenfalls ein Maximum negativer Vorticityadvektion (NVA) ersichtlich. Analoges gilt für die Eingangsbereiche des Jets.

In der Natur sind die Strahlströme hingegen häufig gekrümmt, sodass die Strömung vermehrt ageostrophisch ist. Anstelle von vier Quadranten wie in der Skizze ist der Jet dann in zwei Hälften mit Auf- und Absteigen der Luft unterteilbar.

Fazit:

Die QG-Theorie bedient sich der Entwicklung von Vorticityfeldern aufgrund vorherrschender Krümmungs- und Scherungsvorticity, die gemeinsam das Vorzeichen der relativen Vorticity ergeben . Es sollte jedoch angemerkt werden, dass Vorticity und Divergenz nicht unabhängig voneinander sind. Starke zyklonale Vorticityadvektion mit der Höhe ist mit Divergenz in der Höhe (Abbau von Vorticity) und Konvergenz am Boden (Zunahme von Vorticity) verbunden. Auch ist nicht die Vorticityadvektion alleinig ausschlaggebend für das Aufsteigen bzw. die Zyklogenese, da in der berüchtigten ω-Gleichung auch die Temperaturadvektion, differentielle Reibung und diabatische Wärmezufuhr zu beachten sind. Starke differentielle Vorticityadvektion kann demzufolge von negativer Schichtdickenadvektion überkompensiert werden. Mehr zur ω-Gleichung siehe hier.

zurück zur Gliederung

2.1 Wichtige Begriffe

2.1.1 Ageostrophie

Der Begriff ageostrophisch leitet sich aus dem griechischen von a = nicht und geostrophisch - mit der Erde drehen ab. In einem rotierenden Bezugssystem Erde wirkt bei großskaligen Strömungen (bzw. Strömungen, die eine bestimmte Zeit andauern) eine Scheinkraft, die Corioliskraft. Sie lenkt diese nach rechts (Nordhalbkugel) bzw. links (Südhalbkugel) ab. Gleichzeitig existiert die Druckgradientkraft, die versucht, die Druckunterschiede horizontal (und vertikal) auszugleichen. Sie ist in Richtung des tieferen Luftdrucks gerichtet, um diesen aufzufüllen. Sind beide Kräfte gleich groß (und entgegengesetzt gerichtet), dann herrscht ein geostrophisches Gleichgewicht. Dies ist in der freien Atmosphäre bei einem annähernd geradlinigem Jetstream gegeben, da hier die Reibung vernachlässigt werden kann.

In der Grenzschicht muss die Reibung berücksichtigt werden, die gemeinsam mit der Druckgradient- und Corioliskraft eine Ablenkung in Richtung des tieferen Luftdrucks verursacht und die Auffüllung des Tiefdruckgebiets am Boden beschleunigt. Die beteiligten Kräfte bilden ein geotriptisches Gleichgewicht, das ageostrophisch ist.

Nicht nur am Boden, sondern auch in der Höhe gibt es ageostrophische Strömungskomponenten, weshalb es nicht Geostrophische Vorticityperspektive heißt, sondern noch ein Quasi davorsteht.

2.1.2 Diffluenz und Divergenz

Ein weit verbreiteter Irrtum in der Synoptik ist es, die Diffluenz mit der Divergenz gleichzusetzen. Diffluenz bedeutet lediglich ein Auseinandergehen von Stromlinien, entsprechend die Konfluenz ein Zusammengehen der Stromlinien.

Die Divergenz ist mathematisch definiert als

∇ . v = ∂V/∂s + V ∂α/∂n

dabei ist V die Strömungsgeschwindigkeit, s die Richtung entlang der Strömung und n die Richtung normal (im 90°-Winkel) zur Strömung, α ist die Windrichtung. Die Diffluenz ist im zweiten Term gegeben, verbunden mit einer Richtungsänderung bzw. Auffächerung normal zur Strömungsrichtung. Diffluenz ist also gleichbedeutend mit Richtungsdivergenz, aber nicht äquivalent zur gesamten Summe/Nettodivergenz.

Der erste Term beschreibt die Geschwindigkeitsvergenzen. Beide Terme tendieren dazu, sich gegenseitig aufzuheben (worin wir LeChateliers Gesetz, auch Prinzip des kleinsten Zwangs genannt, wiederfinden).

Im zweidimensionalen Raum schaut das folgendermaßen aus:

Eine Strömung mit imaginären Grenzen, beispielsweise ein Jetstream, und den horizontalen Querschnitten A1,A2,A3 sowie den entsprechenden Geschwindigkeiten v1,v2,v3 weist im Eingangsbereich eine bestimmten Querschnitt A1 und dazugehörige Geschwindigkeit v1 auf. Nach dem Venturi-Effekt gilt: A*v= const, d.h. wenn sich ein Luftpaket weiter stromabwärts ins Zentrum des Jetstreams bewegt, nimmt der Querschnitt A2 ab und die Geschwindigkeit v2 zu. Die Strömung ist konfluent. Im Ausgangsbereich liegt das Gegenteil vor - v3 nimmt ab, weil der Querschnitt A3 zunimmt. Die Strömung ist diffluent.

Im Jetstream hat man Richtungskonvergenz (Konfluenz) und Geschwindigkeitsdivergenz im Eingangsbereich des Jets gekoppelt, d.h. die Strömung wird durch die Konfluenz beschleunigt, analog dazu im Ausgangsbereich Richtungsdivergenz (Diffluenz) und Geschwindigkeitskonvergenz, die Strömung wird abgebremst.

Wie kommt man nun von den zweidimensionalen Divergenzen auf die Vertikalbewegung, da es ja allgemein heißt "Höhendivergenz bewirkt Aufsteigen") ?

Für Bewegungen in der oberen Troposphäre, wo sich die Dichte mit der Höhe kaum noch ändert, kann man die Atmosphäre in guter Näherung inkompressibel (d.h. die Dichte ist konstant) setzen. Dann vereinfacht sich die Kontinuitätsgleichung zu:

∇.v = - ∂w/∂z

Im Fall der Höhendivergenz muss die in der Höhe wegströmende Luftmasse aus Kontinuitätsgründen von vertikal aufsteigenden Luftmassen ersetzt werden, dies geschieht durch Hebungsprozesse. Wenn die Divergenz in der Höhe netto einen Massenverlust bewirkt, sinkt der Luftdruck am Boden.

Das Schaubild zeigt die Vorgänge in der Atmosphäre in z-Richtung. Höhendivergenz führt zu Aufsteigen und Bodenkonvergenz, während Höhenkonvergenz zu Absinken und Bodendivergenz führt. Im ersteren Fall entsteht ein Bodentief, in letzterem Fall ein Bodenhoch.

Daneben unterscheidet man noch zwischen konfluenten und diffluenten Trögen, bzw. zwischen positiver und negativer Achsenneigung:

i) Eine negative Achsenneigung ergibt sich, wenn die Achse stromaufwärts geneigt (entgegen dem Grundstrom, daher negativ) und die Stromlinien auf der Trogvorderseite zusammenkommen. Eine solche Konstellation ist für Schwergewitterbildung günstig, da eine starke vertikale Windscherung, Warmluftadvektion und entsprechend niedrige statische Stabilität vorherrschend sind.

ii) Eine positive Achsenneigung in Richtung des Grundstroms bewirkt ein Auseinandergehen der Stromlinien auf der Trogvorderseite.

Konfluenz und Diffluenz markieren zugleich auch die Verlagerungsrichtung des Troges, in Richtung der Warmluftadvektion im konfluenten Fall, in Richtung der Kaltluftadvektion im diffluenten Fall.

zurück zur Gliederung

2.2 Sekundärzirkulation (ageostrophisch)

2.2.1 Zyklonale Scherungsvorticity durch Geschwindigkeitsdivergenz

Der zentrale Bestandteil dieser Betrachtung ist das Verhältnis von Corioliskraft zur Druckgradientkraft, welches durch die Trägheit beeinflusst wird.

Nehmen wir an, dass sich südlich der Jetachse ein Höhenkeil und nördlich ein Höhentrog befindet. In der Jetachse herrscht das Gleichgewicht beider Kräfte, der Wind weht geostrophisch von West nach Ost (bei einem Jet, der von Norden nach Süden zeigt, entsprechend nach Süd). Wenn ein Luftpaket von Westen her in ein Gebiet mit größerem Druckgradienten strömt, kann es aufgrund seiner Trägheit nicht sofort auf die Geschwindigkeit beschleunigen, die es nach dem Druckgradient haben müsste. Die Druckgradientkraft hat sich folglich vergrößert, ohne dass die Corioliskraft zunehmen konnte. Die Druckgradientkraft überwiegt und es resultiert eine ageostrophische Komponente zum niedrigen Luftdruck im Norden.

Beim Durchströmen des Jetstreaks wird das Luftpaket immer schneller und die Corioliskraft nimmt zu. Nun dreht sich das Vorzeichen um. Im Ausgangsbereich des Jets kommt das Luftpaket in ein Gebiet mit niedrigerem Druckgradienten. Wegen der Trägheit bremst es nicht so stark ab wie es das nach dem Druckgradienten tun sollte. Da die Geschwindigkeit aber proportional zur Corioliskraft ist, überwiegt im Ausgangsbereich die Corioliskraft und lenkt das Luftpaket nach rechts zum höheren Luftdruck hin ab. Auch hier finden wir eine ageostrophische Windkomponente.

Nachdem nun die roten und blauen Pfeile in der Skizze geklärt sein sollten, wenden wir uns der Länge der Windpfeile zu. Je länger ein Windpfeil (ein Vektor) , desto höher sein Betrag und damit auch die Windgeschwindigkeit. Wir erinnern uns , dass der Abstand der Isohypsen direkt proportional zur Geschwindigkeit ist. Ein Luftpaket, das aus dem Keilbereich nach Norden strömt, besitzt also zunächst eine schwache Strömungsgeschwindigkeit und wird dann zur Jetachse hin beschleunigt, um nordseitig im Trogbereich wieder abgebremst zu werden.Wenn wir nun zusätzlich annehmen, dass sich die Richtung bei der Süd-Nord-Bewegung nicht ändert, dann können wir im rechten Einzugsbereich ein "D" für Divergenz einzeichnen, da eine Beschleunigung gleichbedeutend mit einer Geschwindigkeitsdivergenz ist. Die Streckung des Windpfeils geht also mit einer Divergenz, die Stauchung des Windpfeils auf der Nordseite mit einer Geschwindigkeitskonvergenz einher. Analog gilt dies mit der Divergenz im linken Auszug (weswegen man in der Synoptik auch gerne vom left-exit spricht) und der Konvergenz im rechten Auszug.

Beachte: Auf der antizyklonalen Seite des Jets sind die Isohypsen schwächer gedrängt als auf der zyklonalen Seite, entsprechend sind auch die Advektionen schwächer. Eine Zyklogenese im linken Jetauszug wird also grundsätzlich mehr Hebungsantrieb erfahren als im rechten Jeteinzug, außer die Jetstream-Konstellation ist derart, dass sich rechter Jeteinzug des einen Jets und linker Jetauszug des anderen Jets überlagern.

2.2.2 Zyklonale Krümmungsvorticity durch Geschwindigkeitsdivergenz

Um den Einfluss der Krümmung auf die Vertikalbewegung zu erklären, soll ein Höhentrog betrachtet werden. Strömt ein Luftpaket in Richtung Trog, so sind die Isohypsen zunächst relativ gerade, sodass Coriolis- und Druckgradientkraft ein Gleichgewicht bilden. Gelangt das Luftpaket dann in den Bereich der immer zyklonaler gekrümmten Isohypsen, so erfährt es neben den vorher genannten Kräften noch eine dritte Kraft - die Zentrifugalkraft..

Diese addiert sich zur Corioliskraft und wirkt gemeinsam mit dieser entgegen der Druckgradientkraft. Corioliskraft und Zentrifugalkraft sind jedoch beides Scheinkräfte, die an die Strömungsgeschwindigkeit gekoppelt sind. Je geringer diese ist, umso schwächer sind beide Kräfte, während die Druckgradientkraft unverändert bleibt. Je stärker die Krümmung, umso niedriger die Strömungsgeschwindigkeit bei gleichbleibendem Abstand der Isohypsen. Unmittelbar hinter der Trogachse (stromaufwärts gesehen) herrscht die stärkste Krümmung. Ein Luftpaket wird bis dahin also stark abgebremst, sodass es hier zu einer Geschwindigkeitskonvergenz kommt (in der unteren Troposphäre also zu einer Divergenz und Absinken). Auf der Trogvorderseite nimmt die Krümmung wieder ab und die Strömung folglich wieder zu. Die Zentrifugalkraft fällt zunehmend weg und die Corioliskraft nimmt zu. Es herrscht eine Geschwindigkeitsdivergenz.

Bei antizyklonaler Krümmung addieren sich Zentrifugal- und Druckgradientkraft und die Strömung wird schneller um das Gleichgewicht mit der Corioliskraft zu erhalten. Daraus resultiert ebenfalls eine Divergenz - keilrückseitig - und eine Konvergenz keilvorderseitig.

Die Vorgänge beim Durchlaufen der Trogachse können auch mit Hilfe der Drehimpulserhaltung erklärt werden, auch bekannt als Pirouetteneffekt.

Drehimpuls = Trägheitsmoment · Winkelgeschwindigkeit ( L = I · ω = r² · m · ω = const.)

Zieht ein Eiskunstläufer während der Drehung seine Arme zum Körper an, so verringert er sein Trägheitsmoment und vergrößert entsprechend seine Winkelgeschwindigkeit. In der Atmosphäre geschieht das Anziehen der Arme zum Körper durch die vertikale Streckung einer Luftsäule. Aufgrund des Massenkontinuitätsgesetzes (Masse /Volumen bleibt erhalten), verringert sich der Radius der Luftsäule und die Vorticity nimmt zu. Auf der Vorderseite des Troges nimmt die Krümmung jedoch ab, sodass wegen der Drehimpulserhaltung Vorticity abgebaut werden muss. Dies geschieht durch horizontale Divergenz in der Höhe. Der Radius vergrößert sich, das Trägheitsmoment nimmt zu und entsprechend die Winkelgeschwindigkeit ab.

2.3 Primärzirkulation (Antriebsterme für Zyklogenese)

Tiefdruckentwicklungen treten dann auf, wenn kurze Wellen mit hoher Amplitude beteiligt sind. Rossby-Wellen (lange Wellen > 5000 km) bewegen sich meist in Phase mit dem Temperaturfeld, d.h., sie besitzen warme Rücken und kalte Tröge, sind also hochreichend und verlagern sich nur langsam ostwärts. Sie sind der Motor unseres synoptisch-skaligen Tiefdruckgeschehens und bestimmten die Verweildauer einer Großwetterlage. In die langen Wellen eingebettet sind kürzere Wellen, die eine Phasendifferenz aufweisen, d.h. günstigenfalls läuft die Temperaturwelle der Potentialwelle hinterher und die Amplitude der kurzen Welle wächst an, bis sich der Höhenwirbel abschließt.

Soweit die einleitenden Worte. Zyklogenese ist nicht (!) trivial. Die einzelnen, zur Zyklogenese beitragenden Faktoren sind nicht voneinander unabhängig und jeder antreibende Mechanismus hat einen gegenläufigen Mechanismus zur Folge. LeChatelier lässt abermals grüßen und verkompliziert uns die Erklärung der Zyklogenese gewaltig.

Zyklogenese setzt Druckfall, Hebung und Zunahme an Vorticity voraus. Die Faktoren sind voneinander abhängig. Hebung erzeugt Druckfall und Druckfall führt zu Rotation.

Thermische Advektion erhöht die Amplitude der Welle

Im Ausgangszustand ist die Welle flach in der Amplitude. Im weiteren Verlauf verstärkt sich die Warmluftadvektion auf der Trogvorderseite und die Kaltluftadvektion auf der Trogrückseite. Vorausgesetzt, die Warm- und Kaltluftadvektionen beschränken sich nicht nur auf die untere Troposphäre, sondern verstärken sich mit der Höhe (differentielle Temperaturadvektion), verändert sich auch die Schichtdicke (ausgedrückt durch die relative Topographie). Hochreichende Warmluftadvektion ist äquivalent zu positiver Schichtdickenadvektion, die den Höhenrücken stromabwärts der Trogachse weiter aufwölbt, während im Gegensatz dazu negative Schichtdickenadvektion (hochreichende Kaltluftadvektion) den Höhentrog stromaufwärts der Trogachse weiter vertieft. Dadurch erhöht sich die Amplitude und die Krümmungs- und Scherungsvorticity vergrößern sich, demzufolge auch die Divergenzen, die Hebung und Druckfall am Boden induzieren. Im Endzustand (nicht gezeigt) tropft der Höhentrog ab und bildet einen geschlossenen Kern.

Die Schichtdickenadvektion ist wiederum von drei Faktoren abhängig:

LeChatelier mischt sich nun ein, denn auf der Trogvorderseite bewirkt Hebung durch Warmluftadvektion Abkühlung, Kondensation und Niederschlagsbildung. Die Abkühlung wirkt der Warmluftadvektion einerseits entgegen, schwächt diesen Kompensierungsversuch aber durch die freiwerdende Kondensationswärme zugleich ab. Netto resultiert infolge der Abkühlung der gesamten Luftmasse eine negative Schichtdickenadvektion, eine Vertiefung des Geopotentials. Auf der Trogrückseite passiert das Gegenteil. Die absinkende Luft erwärmt sich trockenadiabatisch und die Wärmezufuhr bringt damit eine positive Schichtdickenadvektion, eine Erhöhung des Geopotentials. Genau das ist auch zu erwarten, da sich der Kurzwellentrog stromabwärts verlagert, und es ist aufgrund der beteiligten Prozesse bewusst von Verlagerung zu sprechen und nicht von Ziehen. Eine Welle ist kein statisches Gebilde, das sich mit dem Grundstrom weiterbewegt - vielmehr wird stetig Geopotential ab- und aufgebaut, wodurch sich die Welle fortpflanzt.

Höhendivergenz im Jetstream

Wie bereits im Kapitel Sekundärzirkulation beschrieben, hängen die Divergenzen direkt vom Jetstream, sowohl von Scherung als auch von Krümmung, ab. Auf der Trogvorderseite wird Krümmung abgebaut, die Divergenz nimmt in der Höhe zu, erzeugt aufwärtsgerichtete Vertikalbewegung und bodennah Druckfall, am Boden nimmt die Vorticity zu.

Im Fall ohne vertikale Windscherung ergibt sich das altbekannte Bild mit Konvergenzen und Divergenzen direkt übereinander (links), herrscht jedoch eine Windzunahme mit der Höhe, so ist die Achse zwischen dem Bodentief und dem Höhentrog stromaufwärts geneigt. Die Divergenz in der Höhe ist größer als die Konvergenz am Boden und netto resultiert ein anhaltender Druckfall und zunehmende Produktion von Vorticity. Zwecks besserer Veranschaulichung ist die Drehimpulserhaltung in die Skizze eingebaut, mit dem Radius r und der Winkelgeschwindigkeit w.

Der nichttriviale Teil dieses Unterkapitals ist die Rolle von absoluter Vorticity, differentieller Vorticityadvektion und Divergenz.

Die mit der Höhe (durch den zunehmenden Wind) zunehmende Vorticityadvektion bewirkt mit der Höhe zunehmenden Druckfall, welche die absolute Topographie herabsetzt (das Geopotential sinkt). Die relative Topographie über dem Bodentief verringert sich ebenfalls. Negative Schichtdickenadvektion ist mit Abkühlung verbunden. Da die Temperaturadvektion über dem Bodentief vernachlässigbar klein ist, kann die Abkühlung nur durch Hebung erfolgen. In diesem Zusammenhang ist zu beachten, dass Temperaturadvektion nur indirekt einen Beitrag zum Druckfall am Boden leisten kann, da der Bodentiefdruckkern temperaturadvektionsfrei ist.

Ich finde diese Erklärung ganz anschaulich, verstehe aber auch, wenn sich der Leser einen Knoten ins Hirn wurstet.

zurück zur Gliederung

Selbsterhaltung von Zyklonen

Bisher haben wir die äußeren Faktoren angesprochen, die zur Zyklogenese führen, dazu zählen Höhendivergenz, Advektion, differentielle Reibung (Ekman-Pumping) und diabatische Wärmezufuhr. Daneben gibt es noch innere Faktoren, die dazu führen, dass sich die Zyklogenese selbst am Leben erhält.

Relative Vorticity und (differentielle) Vorticityadvektion:

Nicht verwirren lassen! Relative Vorticity ist ein absoluter Wert, z.B. 10-5 Hz und sagt alleine noch nichts bzw. wenig aus, ebensowenig wie uns der absolute Druck, z.B. 990 hPa, etwas über die Windgeschwindigkeit im Bereich des Tiefdruckgebiets aussagt. Entscheidend ist wie so häufig die Änderung, in dem Fall die Advektion der Vorticity. In den meisten GFS-Karten ist die absolute Vorticityadvektion (relative + planetare Vorticity) geplottet, was uns die Stolperfallen aus dem Weg räumt. Wir schauen, ob das Bodentief unter einem Batzen absoluter Vorticityadvektion liegt und wissen dann, ob es sich vertieft oder auffüllt (je nach Vorzeichen der Advektion).

Bei anderen Modellkarten ist die relative Vorticity geplotttet. Diese besitzt im Bereich starker Scherung und Krümmung die höchsten Werte, am Sichtbarsten an den Trog- und Keilachsen, wobei die antizyklonale Vorticity %zeta; einen maximalen Wert -f besitzt (f = Coriolisparameter), weshalb Tiefdruckwirbel naturgemäß kräftiger als Hochdruckwirbel werden können.

Das Vorticitymaximum befindet sich entlang der Trogachse, wo die stärkste Krümmung vorliegt.
Das Maximum an zyklonaler Vorticityadvektion befindet sich stromabwärts der Trogachse, wo mit sich abbauender Krümmung der Wind und damit die Advektion zulegt. Die Divergenz wirkt dabei der Vorticityzunahme entgegen.
Das Bodentief liegt bestenfalls unter dem Advektionsmaximum, jedenfalls im Fall einer typischen Frontalzonenzyklogenese. Eine Ausnahme sind Kommatiefs, die üblicherweise unter einem Vorticitymaximum zu finden sind.

Temperatur- und Schichtdickenadvektion

Ein paar Merksätze:

Ist die Warmluftadvektion betragsmäßig größer als die Abkühlung durch Hebungskondensation, dann bleibt die Phasendifferenz zwischen Temperatur- und Geopotentialwelle erhalten, analog bei Kaltluftadvektion und Erwärmung durch Absinken.

Reifestadium der Zyklogenese und Zyklolyse

Die WLA auf der Trogvorderseite bewirkt durch Amplitudenerhöhung zunehmend ein Abschnüren des Höhentrogs (cut-off), das Bodentief gerät gleichzeitig immer stärker auf die zyklonale Seite des Jets und wandert in Richtung Höhentief. Die Neigung zwischen Höhen- und Bodentief nimmt demzufolge ab, bis die Verlagerung gestoppt wird, da keine Advektion mehr vorhanden ist. Durch die differentielle Vorticityadvektion verstärkt sich die absolute Vorticity in der Höhe, wodurch die Divergenz sich verringert und schließlich betragsmäßig das konvergente Einströmen am Boden überwiegt. Der Druckfall hört auf.

zurück zur Gliederung

3. Isentrope Potentielle Vorticity

Es gibt zwei Möglichkeiten, sich diesem Thema zu nähern - theoretisch und anschaulich. Die theoretische Sichtweise habe ich bereits in meinem Vorticity-Tutorial unter 2.4 ausführlich erläutert und sollte vor diesem Kapitel hier zumindest grob überflogen werden. Für die anschaulichere Betrachtung verwende ich das von Hoskins, McIntire und Robertson erstellte Konzept der sogenannten IPV-Anomalien.

Die oben abgebildete Skizze findet sich in den angegeben Quellen, aber auch in diversen Artikeln, wenn man bei google die Betriffe IPV + Anomaly eingibt.

Einfach gesprochen - in der Stratosphäre bzw. im Bereich der Tropopause (Inversion!) drängen sich die Linien gleicher potentieller Temperatur (Isentropen). Je dichter gedrängt die Isentropen, umso stabiler diese Schicht.
Im Allgemeinen findet man eine Zunahme der potentiellen Temperatur mit der Höhe (= Stabilität), im Einflussbereich von Tiefdruckgebieten (z.B. Kaltfront) nimmt die potentielle Temperatur mit der Höhe jedoch ab, potentiell kältere Luft überlagert wärmere Luft, es herrscht Labilität.

Man spricht von positiven oder zyklonalen IPV-Anomalien, wenn mit einer Tropopausensenke oder -falte die hohen potentiellen Temperaturwerte in die Troposphäre herabgelangen. Dabei bildet sich ein umgedrehter Kegel bzw. ein "Tropfen" aus, welcher eine zyklonale Zirkulation in Gang bringt (daher zyklonale isentrope potentielle Vorticity).

Kommt es nun zu einer Kopplung beider Anomalien, so ist mit einer heftigen Tiefdruckentwicklung zu rechnen.

In 3-D-Darstellung ist die IPV-Theorie recht verständlich veranschaulicht.

Nachfolgend ein Fallbeispiel hierzu - die Fallbeispiele in Kapitel 4 beziehen sich alle auf die QG-Theorie.

Zur IPV-Betrachtung verwende ich die 850hPa-ThetaE-Karten (links) und die IPV-Karten (rechts), die die Druckhöhe der 320K-Fläche (47°C) anzeigen. Grüne Werte um 2 PVU (Skala rechts) markieren die Tropopause, Werte über 2 PVU stehen für stratosphärische Luftmassen, Werte darunter für die Troposphäre.

t + 60h: Das Bodentief befindet sich mit 992hPa südlich von Neufundland, sowohl an Warm- als auch Kaltfront tritt einer starker Gradient der äquipotentiellen Temperatur auf, entsprechend herrscht eine hohe Baroklinität. Die obere, zyklonale IPV-Anomalie erstreckt sich als tiefrote/lila Zunge von der Südspitze Grönlands bis nach Neufundland und damit unmittelbar rückseitig des Bodentiefdruckkerns. Angesichts von Werten 7-8 PVU und ThetaE-Werten um 54°C kann man davon ausgehen, dass obere und untere Anomalie relativ tief- bzw. hochreichend eine zyklonale Zirkulation auslösen.

t + 66h: An der IPV-Zunge rechts erkennt man ein Eindrehen der Zunge Richtung Tiefkern bzw. in zyklonalem Drehsinn. Dies weist auf eine Kopplung beider Anomalien hin.

t + 72h: Das Tiefdruckgebiet hat sich massiv vertieft und weist im ThetaE-Feld eine besonders dominante Kaltluftadvektion aus, die an der Westflanke des Kernbereichs mit einer Gradientverschärfung einhergeht. Im IPV-Feld sieht man nun schon eine markante zyklonale Verformung der IPV-Zunge, vorderseitig des Tiefdruckgebiets steigt mit der Warmluftadvektion hingegen das Geopotential und damit die Tropopause an - der Geopotentialabfall an der Tropopause verschärft sich damit weiter - extrem der Übergang daher von etwa 8 PVU auf 1 PVU knapp südlich des Kernbereichs.

t+78h: Quasi der Höhepunkt der Entwicklung mit 955hPa: Die Position der oberen Anomalie und der warmen ThetaE-Zunge ergänzen sich perfekt, was zudem auf eine markante Dry Intrusion hinweist, die sich mit den hohen PVU-Werten ergeben würde.

t+84h: Der Zustrom hoher ThetaE-Werte (latente Wärme) in den Kern des Tiefdruckgebiets reißt ab, die warme Bodenzunge verschwindet , übrig bleibt ein warmer Tiefdruckkern, was aber auch auf die niedrige Lage der 850er-Fläche zurückgeführt werden könnte. In der IPV-Karte ein ähnliches bildet - die positive Anomalie tropft quasi ab und der Schlauch von Südgrönland her wird immer schmaler und "dünnt" langsam aus. Der Höhepunkt der Zyklogenese ist erreicht.

zurück zur Gliederung

4. Fallbeispiele

4.1 Induzierte Zyklogenese

Die induzierte Zyklogenese ist auch unter dem Begriff Downstream-Development bekannt, zu deutsch stromabwärtige Entwicklung. Sie beruht auf eine stärkere Entwicklung stromaufwärts, welche die nachfolgende Entwicklung stromabwärts beeinflusst. Es gibt unmittelbare Auswirkungen, wenn zwei Sturmtiefs hintereinanderfolgen, z.B. bei einem steuernden Islandtief und mehreren Randtiefs, die sich gegenseitig beeinflussen. Meist schwächt das zweite, stärkere Randtief das erste Randtief ab oder lässt es nördlicher ziehen. Daneben gibt es aber auch indirekte Auswirkungen, wenn ein anfänglich schwacher Kurzwellentrog durch einen nachrückenden, stärkeren Kurzwellentrog, der mit einer kräftigen Zyklogenese verbunden ist, intensiviert wird, d.h. seine Amplitude bzw. Krümmung verschärft.

Die Handskizze zeigt zwei Kurzwellentröge mit einem dominanten, stärkeren Trog stromaufwärts, bei dem die Isohypsen dichter gedrängt als stromabwärts sind. In beide Tröge sind Tiefdruckgebiete mit Frontensystemen eingelagert. Infolge der starken Zyklogenese stromaufwärts wird die Isohypsendrängung größer, demzufolge auch der Wind in der mittleren/oberen Troposphäre (Jetstream-Niveau). Die Höhenströmung im Bereich des Höhenrückens wird übergeostrophisch, d.h. infolge der starken Strömung überwiegt die Corioliskraft der Druckgradientkraft und lenkt die Strömung nach recht ab (braune Pfeile). Dadurch kann sich der stromabwärtige Kurzwellentrog weiter vertiefen und dessen Krümmung und Divergenz zunehmen. Der Druckfall im stromabwärtigen Trog induziert hier eine Zyklogenese bzw. markante(re) Wettererscheinungen als zuvor.

Das folgende Fallbeispiel beschreibt ein lehrbuchhaftes Downstream-Development, wie sich aus einem anfangs unscheinbaren Trog/Tief ein markanter Kurzwellentrog und ein kleinräumiges, aber wetterintensives Bodentief entwickelte, infolge einer Orkantiefentwicklung über dem Nordatlantik.

Das Satellitenbild von NOAA zeigt ein mächtiges Orkantief südlich von Grönland mit langgestreckter Kaltfront, kurzem Warmteil davor und einspiralisierter Okklusionsfront. Weiter stromabwärts über Mitteleuropa befindet sich ein wesentlich kleinräumigeres Tiefdruckgebiet, dessen Fronten aber ebenfalls klar identifizerbar sind. Etwa anderthalb Stunden vor dieser Satellitenbildaufnahme trat in Belgien ein F1-T3-Tornado auf, vermutlich nach Kaltfrontdurchgang im Trogsektor.

Der Radiosondenaufstieg von De Bilt, 00 UTC, zeigt eine gut durchmischte Grenzschicht infolge der mechanischen Durchmischung, darüber eine feuchtlabile Schichtung bis 700hPa und bis ca. 450hPa feuchtneutral geschichtet. Hochreichende Feuchtkonvektion bis 7000m Höhe war realisierbar. Die starke vertikale Windscherung, verbunden mit leichter Rechtsdrehung mit der Höhe, war für Superzellen- und Tornadobildung durchaus günstig.

Die nachfolgende Serie an Modellanalysekarten von GFS, bestehend aus 500hPa+relative+absolute Topographie, Bodendruck (links) sowie 850hPa pseudopotentielle Temperatur+ Bodendruck (rechts) zeigt die stromabwärtige Entwicklung in lehrbuchhafter Weise:

Sonntag, 20.01.2008, 18 UTC, von Neufundland her nähert sich ein energiereiches Bodentief, eingebunden in einen Jetstreak. Stromabwärts auf der Vorderseite eines scharfen Kurzwellentrogs liegt eine Welle im Bodenfeld, die noch nicht okkludiert ist, westlich von Irland.

Montag, 21.01.2008, 06 UTC,gerät das Tief bei Neufundland auf die Trogvorderseite und in den linken Jetauszug, es vertieft sich massiv und der stromabwärtige Trog spaltet sich auf. Dadurch gerät die Welle in dessen Vorderseite unter Höhendivergenz und kann sich bis zur geschlossenen Kernisobare vertiefen. Ihr Frontensystem ist bereits voll entwickelt.

Montag, 21.01.2008, 18 UTC, das Sturmtief vertieft sich zum Orkantief, der Jet wird immer kräftiger und stromabwärts des aufgewölbten Höhenrückens vertieft sich der Kurzwellentrog, an dessen Vorderseite ebenfalls Druckfall am Boden. Die Kaltfront verliert an Wetterwirksamkeit, da die Luftmassengegensätze verschwinden. Dagegen reaktiviert die Höhenkaltluft des nachrückenden Troges die Wetteraktivität, es entstehen kräftige Schauer/Gewitter, mit besagtem Tornado über Belgien gegen 22.30 UTC.

Dienstag, 22.01.2008, 06 UTC, das Orkantief liegt achsensenkrecht unterm Höhentrog und hat seinen tiefsten Kerndruck erreicht. Durch die supergeostrophischen Winde hat sich der Kurzwellentrog stromabwärts stark vertieft und ist nun als verlängerter Trog in den langwelligen Trog über Skandinavien eingebunden. Zwar hat kein starker Bodendruckfall stattgefunden, doch geht eine markante Kaltfront über Mitteleuropa hinweg südwärts. Die alte Kaltfront wurde dabei durch eine neue Kaltfront ersetzt.

zurück zur Gliederung

4.2 Leezyklogenese

Tiefdruckgebiete, die aufgrund des Einflusses der Orographie entstehen oder verstärkt werden, nennt man Leezyklonen. Der Mechanismus, der zum Druckfall im Lee führt, kann auf zwei verschiedene Arten erklärt werden, wobei strenggenommen beide Prozesse zusammenwirken: Diese Faktoren beziehen sich auf eine klassische Leezyklogenese mit reinem Überströmen des Gebirges (welches eine bestimmte Länge aufweisen muss). Daneben gibt es aber auch noch aus Umströmen resultierende Tiefdruckgebiete bzw. aus der Kombination von beidem.

Die Leezyklogenese lässt sich mithilfe der potentiellen Vorticity anschaulich erläutern, wonach die potentielle Vorticity entlang isentroper Flächen konstant bleibt. Im Luv werden die Isentropen gestaucht, im Lee gestreckt.

Im Luv (B, rechts) des Gebirges wird der hypothetische Zylinder gestaucht, die Isentropenflächen werden gequetscht, wegen der Erhaltung der isentropen potentiellen Vorticity, oder simpler, des Drehimpulses, vergrößert sich der Radius des Zylinders und die Winkelgeschwindigkeit nimmt ab. Folglich nimmt die Vorticity (Wirbeligkeit) ab, und es entwickelt sich ein Luvhoch.

Im Lee (A, links) geschieht das Gegenteil, die Isentropen haben plötzlich Platz, um sich gemütlich in der Vertikalen auszustrecken und entsprechend verdünnt sich der Zylinder im Durchmesser. Der Radius nimmt ab und die Winkelgeschwindigkeit nimmt zu, entsprechend auch die Vorticity. Der resultierende Wirbel ist als Leetief bekannt und berüchtigt, dichtet man doch den meisten Genuazyklogenesen an, sie seien klassische Leetiefs.

Dazu muss man sich aber vergewissern, dass auch wirklich alles, was auf die Alpen zuströmt, darübergeht, denn je mehr Luft über das Gebirge strömt, desto mehr kann naturgemäß auch gestreckt werden, desto größer als die resultierende Wirbelstärke im Lee des Gebirges.

Stelle man sich folgende Situation vor:

Wir verlängern den Alpenbogen nach Süden (links), sodass die vom Rhône-Tal ins Mittelmeer schießende Kaltluft nicht mehr um den Bogen herumzuströmen vermag, sondern weiter streng nach Süden verfrachtet wird. Die östlich dieser Barriere verbleibende Warmluft gerät nicht in Kontakt mit der Kaltluft, sondern bleibt durch die Barriere von dieser getrennt. Es kann sich demzufolge keine barokline Zone aufbauen, also keine Zyklogenese-fördernde Instabilität. Das einzige, was eine Zyklogenese auslösen kann, ist ein (vollständiges) Überströmen des Gebirges durch die anströmende Kaltluft, grundsätzlich scheint der Westwindsektor begünstigt (270 bis 360°), da bei Nordostkomponente die Kaltluft um die Ostalpen herum über die Dinariden in die Poebene stürzen würde und das wäre der Tod der Genuazyklogenese.

In der Realität sieht es aber so aus wie rechts im Bild. Die Form und Länge des Alpenbogens ermöglicht es der anströmenden Kaltluft nicht nur über das Gebirge zu strömen, sondern auch um den Alpenbogen herum. Der daraus resultierende Drehsinn entspricht einer zyklonalen Rotation. Bereits ohne Zutun in der Höhe (Divergenz) kann sich am Boden Vorticity entwickeln, diese Rotationsgewinnung dürfte maßgeblich für die Genuazyklogenesen verantwortlich sein, weniger das Überströmen.

Baroklinität ist ebenfalls gegeben, da die in den Golf von Genua schießende Kaltluft auf die Warmluft jenseits der Apenninen prallt. Typischerweise entsteht dadurch rasch ein kurzer Okklusionsteil am Ostrand der Westalpen. Schließlich spielt auch noch die (hydro)statische Stabilität eine Rolle in der ω-Gleichung, das ω steht für die Drucktendenz pro Zeiteinheit, d.h. den Druckfall, der letzendlich die Zyklogenese auslöst. Die hydrostatische Stabilität σ steht im Nenner als Vorfaktor bei jedem Summanden der Gleichung, d.h. je niedriger die statische Stabitität, desto stärker der Druckfall, vereinfacht gesagt. In einer warmen, möglicherweise noch labil geschichteten Luftmasse ist die statische Stabilität niedrig, und das ist in der Poebene häufig gegeben, weil die Luftmasse von drei Seiten Gebirge eingeschlossen ist und nur über die Öffnung des Pos zur Adria hinaus kann (der Po bekommt aber ständig einen Einlauf aus Osten, wenn der Druckfall im Lee des Hauptkamms zu sinken beginnt).

Bekommt die barokline Zone dann noch die Unterstützung aus der Höhe durch eine Trogvorderseite, kann das durch Überströmung entstandene Leetiefs an der Frontalzone zwischen eingeflossener Kaltluft- und zunächst stationärer Warmluftmassen zu wachsen beginnen und wetteraktiv werden. Fehlt diese Höhenunterstützung, resultiert also das Leetief mehr aus dem Umströmen von (seichter) Kaltluft als durch das Überströmen von hochreichender Kaltluft, dann gestaltet sich das Genuatief inaktiv und füllt sich nach Einströmen der Kaltluft von Osten her rasch auf.

Nicht unbedeutend ist natürlich die Konstellation mit einer Trogvorderseite. Die zwischen Alpen und Pyrenäen seicht einströmende Kaltluft in Richtung Meer bewirkt durch Höhenkonvergenz eine Zunahme an Vorticity in der Höhe und damit des Höhentrogs, die differentielle Vorticityadvektion auf der Trogvorderseite kann sich verstärken.

Im Fall des 24. März 2009 war die letztgenannte Konstellation geben - es handelt sich um eine klassische Leezyklogenese kombiniert mit Trogvorderseite. Das entstehende Tief zog entlang der Frontalzone rasch weiter nach Osten und verursachte einen Tag später mit einer markanten, konvektiven Kaltfront über Westgriechenland einen starken Tornado in der Stadt Nea Manolada mit zwei Toten.

Dienstag, 24.03. 2009, 00 UTC, liegt die Kaltfront noch nördlich des Hauptkamms

Dienstag, 24.03.2009, 06 UTC, erreicht sie den Alpennordrand sowie die nördlichen Westalpen, aber noch nicht den Golf von Genua! Jedoch fällt der Luftdruck bei Genua innerhalb dieser sechs Stunden von 1006 hPa auf 995 hPa ab. Die VERA-Analyse (potentielle Temperatur, Luftdruck, 10m-Wind) zeigt das Umströmen der Kaltluft um die Alpen. Das Leetief in der Poebene hat jedoch bereits Bestand, obwohl die Kaltluft das Ligurische Meer noch gar nicht erreicht hat.

Die 500hPa-Geopotential+Temperaturkarte vom gleichen Termin zeigt eine scharfe Trogachse bis nach Zentralfrankreich mit starker Westströmung über den Westalpen. Das Bodentief in der Poebene liegt nicht nur klassisch im Lee der Westalpen, sondern auch auf der Trogvorderseite. Zusätzlich hat die Westströmung tiefreichende Auswirkungen, indem die Kaltluftströmung nach Süden verlangsamt wird.

zurück zur Gliederung

4.3 Rapide Zyklogenese

Tiefdruckentwicklungen, die mit besonders starkem Druckfall einhergehen, bezeichnet man als rapide oder explosive Zyklogenesen, engl. auch Bombogenese. Sie liegt dann vor, wenn der Kerndruck einer sich vertiefenden Zyklone innerhalb 24h um 24 hPa und mehr fällt.

Es gibt mehrere Faktoren, die eine Bombogenese begünstigen, nachfolgend die wichtigsten aufgelistet nach Stull und Bluestein:

Hinzu kommt ein weiterer Faktor: gewöhnlich trägt Temperaturadvektion nur indirekt zur Zyklogenese bei, da die Temperaturadvektion im Kern Null ist (lediglich lokale Temperaturänderung durch Verlagerung der Zyklone selbst bzw. durch diabatische Prozesse). Eine Ausnahme bildet die rapide Zyklogenese, die nahezu immer mit einem Dryslot einhergeht, welcher extrem trockene Luft aus Tropopausenniveau zum Boden transportiert und durch adiabatische Kompression erwärmt (sozusagen ein gebirgsfreier Föhn). Die Advektion der erwärmten Luft in den Kern bewirkt verstärkten Druckfall. Daher wird der stärkste Druckfall dann beobachtet, wenn der Dryslot den Bodentiefdruckkern überrennt.

Nach der IPV-Theorie hat man in Tropopausenniveau hohe potentielle Temperaturen mit hoher potentieller Vorticity. Beim Herabtransport bleibt die potentielle Vorticity entlang der Isentropen konstant und wird auf der Trogvorderseite in relative Vorticity umgewandelt.

Bombogenesen sind an der amerikanischen Ostküste berüchtigt für intensive Niederschläge und entwickeln sich meist in einer Region östlich von Florida bis Ostkanada. Auch in den anderen Regionen in den mittleren bis hohen Breiten tritt "rapid cyclogenesis" relativ häufig auf, vor allem, wenn eine tropische Zyklone in ein extratropisches Tief umgewandelt wird (siehe 4.4).

Das folgende Fallbeispiel zeigt eine klassische explosive Tiefdruckentwicklung aus einer Kaltfrontwelle heraus:

Montag, 09.01.2006, 12 UTC, ein in allen Höhenschichten ausgeprägter Höhenrücken über dem Atlantik und sein kaltes Pendant über Osteuropa lenken die Frontalzone nördlich am europäischen Kontinent nach Nordosten ab. Ein umfangreiches Sturmtief bei Island erreicht mit seinem fast okkludierten Frontensystem die Britischen Inseln. An der langgestreckten Kaltfront hat sich südlich von Neufundland eine Welle gebildet, die auf der Vorderseite eines scharfamplitudigen Kurzwellentrogs liegt.

Dienstag, 10.01.2006, 00 UTC, die Welle hat sich deutlich vertieft, der Kerndruck ist innerhalb zwölf Stunden um 20 hPa gefallen. Der Tiefkern befindet sich auf der Vorderseite des Troges mit der stärksten PVA.

Dienstag, 10.01.2006, 12 UTC, weitere 12h später steht ein Kerndruckfall von nochmals 26 hPa zu Buche, mit 46 hPa in 24h erfüllt die Tiefdruckentwicklung das Kriterium einer rapiden Zyklogenese. Der Kurzwellentrog spaltet sich auf, in einen schmalen, scharf gekrümmten und stark gescherten, kleineren Teil und einen schwächeren größeren Teil stromaufwärts. Das Bodentief profitiert von der Vorderseite der kleineren Trogachse und kann sich noch weiter vertiefen.

Mittwoch, 11.01.2006, 00 UTC, weitere 12h später ist der Kerndruck nochmalig um 21 hPa gefallen, jedoch deutet sich schon der Höhepunkt der Tiefentwicklung an, da zum einen das Bodentief achsensenkrecht unter dem Höhentief liegt, und zum Anderen die Theta-e-Zunge in den Kern, die das Tief mit hoher absoluter Feuchte versorgt, abreißt. Die hohe absolute Vorticity im Kernbereich beschleunigt den Okklusionssprozess (LeChatelier lässt grüßen) - das Tiefdruckgebietet tötet sich sozusagen selbst. Weitere sechs Stunden später wird der Höhepunkt der Zyklogenese mit 945 hPa erreicht. Das entspricht einem Druckfall von 70 hPa innerhalb 42 h.

Das Satellitenbild vom 10.01.2006, 12 UTC, VIS, zeigt die vollentwickelte Orkanzyklone westlich der Britischen Inseln mit breitem Aufgleitschirm, hochreichender Okklusion und schmaler, langgestreckter Kaltfront. Der Rückseitensektor ist von zahlreichen konvektiven Zellen beherrscht, die in dieser Mächtigkeit vermutlich auch gewittrig waren. Ein verdickter, konvektiver Klops, im Satreport vom KNMI auch als "Enhanced Cumuli" bezeichnet, deutet die Bildung eines Kommas an. Das Herzstück der Zyklone ist jedoch der ausgeprägte Dryslot, der durch eine Absenkung der Wolkenobergrenzen rückseitig der Kaltfront das starke Absinken trockener, stratosphärischer Luft verkörpert.

zurück zur Gliederung

4.4 Umwandlung Tropische Störungen in extratropische Tiefdruckgebiete

Wenn sich Energiebündel wie Hurrikans oder tropische Störungen, Depressionen in die Höhenströmung eingliedern, dann können sie sich unter günstigen Bedingungen zu Orkantiefs entwickeln. Die tropischen Zyklonen des Nordatlantiks entwickeln sich meist aus Easterly Waves heraus bzw. aus mesoskaligen Gewitterkomplexen über dem Mittelatlantik. Sie verlagern sich allmählich nach Nordwesten und nehmen meist in der Karibik bzw. im Golf von Mexico Fahrt auf. Bisweilen richten sie auf ihrem Weg über die größeren Inseln oder bei Landgang beträchtliche Schäden an, wie etwa Hurrikan "Katrina" 2005 in New Orleans. Meist drehen die Hurrikane in der Region von Florida nach Nordosten ab und gliedern sich zwischen Neufundland und Azoren, seltener auch im Bereich der Kanarischen Inseln, wieder in die Frontalzone ein.

Der wichtigste Unterschied zu extratropischen Zyklonen ist die fehlende Windscherung, die Hurrikanbildung begünstigt, da die Zirkulation bzw. die Gewitterwolken dadurch nicht zerrissen werden kann. Ihre rapide Intensitätsvertiefung beruht vor allem auf der Freisetzung latenter Wärme. Primär- und Sekundärzirkulationen im Bereich des rotierenden Gewitterkomplexes sorgen für heftige Höhendivergenz und markanten bodennahen Druckfall. Klassische Frontensysteme existieren nicht, da sich Hurrikane im Bereich homogener Luftmassen (keine Frontalzone) entwickeln.

Gelangen tropische Zyklone in höhere Breiten, dann nimmt die Höhenströmung naturgemäß zu und die tropischen Eigenschaften gehen verloren. Der Zyklon bzw. das tropische Tiefdruckgebiet bildet mit Kopplung an einen Kurzwellentrog und entsprechender Vorticityadvektion Frontensysteme aus. Die tropischen Eigenschaften machen sich dennoch bemerkbar, da in Umwandlung sich befindliche tropische Zyklone weiterhin viel latente Wärme freisetzen können und hochreichend (konvektive) Frontwolkenfelder aufweisen.

Häufig geschieht die Umwandlung in das außertropische Tiefdruckgebiet durch eine sogenannte "T-Bone"-Zyklogenese (nach Shapiro & Keyser 1990), im deutschen Sprachgebrauch auch "Hammerkopf"-Zyklogenese genannt. Die Begrifflichkeit rührt von der äußeren Struktur der Tiefdruckgebiete her:

Neben dem gewöhnlichen Frontensystem existiert noch eine zweite Warmfront als Verlängerung der Okklusion (manchmal auch als zweite Okklusion eingezeichnet), wodurch das Frontensystem einem T-Bone-Steak oder einem Hammerkopf ähnelt. Bei intensiven rein außertropischen Tiefdruckentwicklungen findet man ebenfalls zweite Warmfronten, jedoch meist stromabwärts der ersten Warmfront.

Die T-Bone-Struktur wird durch die Kopplung zweiter Jetstreaks (Polarfront- und Subtropenjet) begünstigt, die doppelte Höhendivergenz auslöst, auch "double jet configuration" genannt.

Im nachfolgenden Fallbeispiel vom 08. Oktober 2008 lag obige doppelte Jetstruktur vor, mit Überlagerung von linkem Jetauszug und rechtem Jeteinzug und resultierender starker Höhendivergenz, somit großflächiger Hebungsantrieb im Bereich von Okklusion und zweiter Warmfront. Auch in den anderen Fallbeispielen mit T-Bone-Struktur gab es zwei Jetstreams.

Die folgenden Kartensequenzen zeigen Umwandlungen von ehemals tropischen Tiefdruckgebiet in außertropische Tiefdruckgebiete. Jeweils eingezeichnet sind die Frontensysteme, gelb ist zur besseren Sichtbarkeit die erste Warmfront, rot die zweite (T-Bone)-Warmfront, falls vorhanden.

In allen Fällen sticht im Reifestadium die breite, weiterhin energiereiche Okklusionsfront ins Auge. Die Kaltfront ist mangels Hebungsantrieb und geringer Kaltluftadvektion (der starke Rückgang der Thetae-Werte hängt viel mehr mit Feuchteabnahme zusammen) meist nur schwach ausgeprägt, während sich der Schwerpunkt der Niederschläge auf die Warmfront und Okklusion konzentriert, meist mit stratiformen, "skaligen" Niederschlag, der konvektiv durchsetzt ist. Der tropische Charakter bleibt zum einen mit der hohen absoluten Feuchte im Bereich der Okklusionen bzw. im Warmsektor, zum anderen mit dem axialsymmetrischen Windfeld im Kernbereich der Zyklone erhalten (vor allem in den letzten beiden Fällen).

Der letzte berüchtigte Ex-Hurrikan, der über Mitteleuropa zog, war "Kyle" am 25.10.2002, ein Tag vor Orkan "Jeanett". Sturmtief "Kyle" brachte in Deutschland mit Kaltfront und nachfolgender Troglinie verbreitet Orkanböen, Gewitter und Hagel/Graupel.

zurück zur Gliederung

5. Literaturhinweise und Quellen

© www.wetteran.de