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Fronten zeichnen - Anleitung

1. Einleitung

Dieser Artikel befasst sich mit der Welt der Fronten, genauer gesagt von Bodenfronten in Zusammenhang mit Tiefdruckgebieten und ist für jene von Interesse, die sich selbstständig über eine Wetterlage kundig machen wollen - nicht nur über automatisch generierte Bodenwetterkarten und Modellkarten. Von besonderer Schwierigkeit ist hierbei, die Frontentypen zu identifzieren - Warm-, Kalt- und Okklusionsfront sowie präfrontale Konvergenzlinien und postfrontale Troglinien. Daneben gilt es, die Lage der Fronten zu erfassen - hierbei bedient man sich folgender Merkregeln:

Für die Frontenanalyse sollen im Folgenden folgende Karten verwendet werden:

Hierbei ist zu beachten, dass die 850-Theta-e-Karten im Sommerhalbjahr durch die tageszeitliche Erwärmung beeinflusst werden. Grundsätzlich sollte man daher im Sommer die 700hPa-Theta-e-Karten zur Frontenanalysen verwenden, während im Winterhalbjahr die 850hPa-Höhe kaum durch die vergleichsweise schwächere Tageserwärmung modifiziert werden.

2. Fallbeispiel - 11. Januar 2007, 00:00 UTC (01:00 MEZ)

Die Großwetterlage vom 11. Januar 2007 war eine Woche vor dem verheerenden Orkantief "Kyrill" bereits von einer straffen Westwetterlage (auch High-Index-Typ) gekennzeichnet, mit der Sturmtiefentwicklungen in rascher Folge von Neufundland über Mitteleuropa nach Nordrussland zogen. In den unten stehenden Karten zeigt sich um 00 UTC das Bild einer für Mitteleuropa im Mittel typischen Westwetterlage mit einem Azorenhoch und einem kräftigen Orkantief bei Island. Weitere Tiefdruckgebiete liegen über der Karasee, der mittleren Ostsee sowie vor Neufundland. Das Beispiel wurde ausgesucht, da hier die Frontenlage besonders markant durch die starken Drängungszonen in den Theta-e-Werten erkennbar ist. Gekennzeichnet wurden hier das Islandtief und das Ostseetief, da beide auch im Satellitenbild vollständig abgebildet sind.

Karte 1 - Theta-e-Feld

Im Theta-e-Feld zeigt sich eine geschwungene Okklusion um das Islandtief. Bei starkem Bodendruckgradienten wie hier sind auch mehrmals spiralisierte Okklusionen denkbar, was vom Entwicklungsstadium der Zyklone abhängt. Die Okklusion bildet sich im Theta-e-Feld als eine Zunge von Theta-e-Werten ab, die höher als die beidseitig umgebenden Theta-e-Werte sind. Über Irland spaltet sie sich in eine Kaltfront und eine Warmfront auf. Man beachte, dass die Warmfront nie an der Vorderkante steigender Theta-e-Werte, sondern an deren Rückseite liegt. Bei der Kaltfront ist es umgekehrt. Die Begründung ist, dass die Warmluftadvektion mit der Bodenwarmfront abgeschlossen wird, wohingegen Kaltluftadvektion mit dem ersten Eintreffen der kälteren Luft die Bodenkaltfront bestimmt.

Beim Ostseetief ist die Zirkulation etwas schwächer und das Reifestadium noch nicht vollständig abgeschlossen. So ist die Okklusion hier relativ kurz, der Warmsektor im Vergleich zum Islandtief relativ groß.

Karte 2 - 10m-Windfeld

Wie auch hier zu sehen, gestaltet sich nicht jede Windanalyse zur vollsten Zufriedenheit bzw. sehr leicht, wenn kein ausgeprägter, zyklonaler Windsprung erkennbar ist. Die Okklusionsfronten sind noch relativ gut erkennbar, beim Ostseetief auch der Windsprung an der Warmfront von Südsüdwest auf Südost. Die Kaltfront ist hier teilweise verwaschen, mit Windsprung von Südwest auf Westsüdwestwest, und nicht besonders gut erkennbar. Beim Islandtief ist der Windsprung bei der Kaltfront minimal und bei der Warmfront löst sich alles in Rätselraten auf. Eine reine Windfeldanalyse hilft uns hier also nicht weiter.

Karte 3 - 700hPa-Feuchte

In der Feuchte der mittleren Troposphäre - dort, wo sich der Hauptteil der Wolkenbildung abspielt, zeigt sich eine Zweiteilung. Das Islandtief ist ein mehr oder weniger flächiges Feuchtefeld. Der Warmsektor ist relativ gut erkennbar, wenn auch das Wolkenfeld recht weit nach Südosten ausgreift. Die Kaltfront wird durch einen markanten Feuchtesprung gekennzeichnet. Dieser ist typisch bei sogenannten Dry Intrusions oder trockenen Oberströmen, die von der Stratosphäre her sehr trockene Luft in die mittlere und untere Troposphäre einbringen. Sie spielen bei der Verstärkung von Tiefdruckentwicklungen eine wichtige Rolle. Diese trockenen Zungen verlaufen unmittelbar hinter bzw. entlang einer Bodenkaltfront, wodurch diese auch im Wasserdampfbild gut erkennbar sind. Die Okklusion ist hier nur begrenzt nachvollziehbar, jedoch sehr gut die Rückseitenbewölkung südlich des Tiefkerns, welche auf hochreichende Labilisierung und Schauer im Trogbereich hindeutet.

Beim Ostseetief ist die Frontenlage viel eindeutiger. Die Kaltfront reicht als schmales Feuchteband vom Baltischen Meerbusen über Polen, Süddeutschland bis zu den Pyrenäen. Rückseitig wird ein Feuchtegradient deutlich. Die Warmfront zeigt einen antizyklonal gekrümmten Feuchtebogen, an der sich die Okklusion in starker Kommaform anschließt. Bei beiden Tiefdruckgebieten ist der Tiefdruckkern durch ein Feuchteminimum ersichtlich.

Karte 4 - Infrarot-Satellitenbild

Im Infraroten Satellitenbild bedeuten helle Schattierungen hohe Bewölkung und dunkle Schattierungen niedrige Bewölkung. Weiß ist z.B. Cirrus oder Cirrostratus, grau Stratocumulus oder Stratus. Konvektion zeichnet sich durch Wolkenzellen aus, je hochreichender, desto kräftiger die Konvektion und verbundene Niederschläge. Beim Islandtief ist die Okklusion im Kernbereich von trockener Höhenluft überrannt und erscheint daher mit recht niedrigen Wolkenobergrenzen grau. Der restliche Teil besteht aus einem hochreichenden und äußerst weitflächigem Wolkenfeld, das durch das Aufgleiten wärmerer Luft auf davorliegende kältere Luft bestimmt wird. Im Trogbereich ist die hochreichende Konvektion wiedergegeben, die bereits durch das Feuchtefeld in 700hPa angedeutet wurde. Die Kaltfront ist durch den Übergang von wolkenreicher zur wolkenarmen Zone erkennbar. Das postfrontale Absinken währt jedoch nur kurz, da die Höhenkaltluft relativ nahe daran an die Kaltfront anknüpft. Die Warmfront lässt sich hier nicht eindeutig zuordnen. Als Faustregel lässt sich aber sagen, dass die Warmfront sich häufig als Verlängerung der Okklusion abbildet, wohingegen die Kaltfront stärker abknickt.

Recht lehrbuchhaft zeigt sich das Ostseetief mit breitem Warmfrontschirm, dahinter schließt das "warme Förderband" mit wolkenreichen Warmluftmassen an - dieses reicht bis zu den Ostalpen, wo sich ein verdicktes Wolkenband vor der Kaltfront abhebt. Die Kaltfront selbst ist wie in der Feuchte aufgezeigt recht schmal und nur bis zu den Zentralalpen hochreichender ausgeprägt. Über Südwestfrankreich sinken die Wolkenobergrenzen unter Hochdruckeinfluss zunehmend ab. Die Okklusion schält sich durch die hinter der Kaltfront absinkende trockene Luft aus der Tropopausenregion deutlich ab.

Karte 5 - sechsstündige Niederschläge (Vorhersage) von Mittwoch, 10. Januar 2007, 18 UTC bis Donnerstag, 11. Januar 2007, 00 UTC, aufsummiert

Bei langsamen Tiefdruckentwicklungen mit langsamer Verlagerung der Frontensysteme lassen sich diese ebenfalls gut durch die Niederschlagsbereiche nachvollziehen. Das obige Fallbeispiel zeigt in diesem Fall, dass Niederschlagskarten dafür geeignet und ungeeignet sein können.

Im Fall des Ostseetiefs geht die Frontenbestimmung noch gut, da die Kaltfront relativ deutlich vom restlichen Niederschlagsfeld abgrenzbar ist. Eine eindeutige Frontenlage ist jedoch schwer, da die Niederschläge flächig und über einen langen Zeitraum (6h) fallen, d.h. je nach Verlagerungsgeschwindigkeit ist die Front an der Vorderkante der Niederschlagszone oder etwas weiter hinten anzusetzen. Auch die Warmfront sieht der Feuchteverteilung noch ähnlich und lässt sich gut einzeichnen. Bei der Okklusion ist begünstigend, dass hier sehr starke Niederschläge von 10mm in 6h gerechnet werden. Aus den konzeptionellen Modellen der Zyklogenese wird klar, dass im Okklusions(punkt)bereich die stärkste Hebung herrscht und hier in der Regel ein Niederschlagsmaximum zu finden ist.

Beim Islandtief hingegen ist nur ein flächiges Niederschlagsfeld erkennbar, das die Lage der einzelnen Fronten höchstens erahnen lässt. Der Kaltfrontteil deutet sich durch eine nach Westen ausgreifende Niederschlagszunge ab. Die Okklusion durch eine Zunge südlich von Island nach Westen. Der Trogbereich weist deutlich geringere Niederschlagsmengen auf. Hohe Niederschlagsmengen werden auch bei starker Konvektion eher selten simuliert. Ein flächiges Niederschlagssignal bedeutet aber unabhängig von der Intensität eine hohe Niederschlags- bzw. Konvektionsdichte, d.h. die Wahrscheinlichkeit an jedem Punkt der Region von einem Schauer getroffen zu werden, ist hier sehr hoch (> 80%).

Fazit

Die beste Frontenbestimmung gelingt hier mit Hilfe des Satellitenbildes und dem Theta-E-Feld. Bei dem Ostseetief sind zusätzlich Feuchte- und Niederschlagskarten hilfreich. Problematisch ist hier vor allem die Warmfront des Islandtiefs. Sonst handelt es sich wegen der scharfen Wolken- und Luftmassengrenzen um einen recht eindeutigen Fall von Frontenanalyse.
Wie bei jeder Frontenanalyse gilt, dass fünf Meteorologen sechs verschiedene Analysen bringen, d.h., es existiert nicht eine einzige, unanfechtbare Lösung, sondern es sind mehrere Varianten denkbar, sofern sie die Kriterien für die Frontenposition (siehe oben) erfüllen.

Hier die Variante des Deutschen Wetterdienstes zum 00 UTC-Termin:

Im Vergleich zu meiner Analyse gibt es keine wirklich signifikanten Abweichungen bei der Frontenanalyse.

Ausblick

In der modernen Synoptik werden Fronten entsprechend der vertikalen Stabilität, z.B. durch Vertikalschnitte, bestimmt. Hieraus ergibt sich auch der Charakter der Front, ob Kaltfront- oder Warmfrontokklusion, ob Ana- oder Katakaltfront, ob in die Warmfront Gewitter eingelagert sein können.

Eine gute Beschreibung zur Betrachtung von Fronten und Stabilitätsanalyse hat Bernold Feuerstein (stellvertretender Direktor des ESSL) im Wetterzentrale-Forum geliefert:

im Prinzip ist es schon möglich, dass die "Frontfläche" nach vorn geneigt ist. Die Vorstellung, dass sich warme Luft unter vorauseilender Kaltluft halten kann ist natürlich absurd, denn das würde ja eine überadiabatische Schichtung bedeuten, welche hochreichend nicht möglich ist (nur bodennah bei Überhitzung: Ablösung von Thermikblasen ist die Folge). Aber Trockenlabilität braucht man ja gar nicht für Schauer und Gewitter, sondern es reicht, wenn die Luft (potentiell) feuchtlabil ist. So gesehen kann durchaus die Luft in der Höhe schneller abkühlen als am Boden, vor allem wenn diese Abkühlung den totalen Energieinhalt (Theta-e) betrifft. Kommt es dann zu einer hochreichenden Abnahme von Theta-e, so wird die Schichtung feuchtlabil, ohne dass die Luft "oben" schwerer wäre als "unten", d.h. hydrostatisch ist die Schichtung weiterhin stabil. Erst die Freisetzung latenter Wärme ermöglicht die Konvektion.

Für das Wettergeschehen an einer Front ist also neben der Neigung der "Frontfläche" (die ja auch nur eine Idealisierung ist) entscheidend, wie die Schichtung der Luftmassen vor, an und hinter der Front aussieht. Vor der Front ist es oft potentiell feuchtlabil aber "gedeckelt". Durch den dynamischen Hebungsantrieb der Front, kann die Konvektion ausgelöst werden. Allerdings führt Kaltluftadvektion selbst zu Absinken - es kommt daher auf die differentielle, d.h. höhenabhängige Advektion an. Kühlt es hinter der Front bodennah schneller ab als in der Höhe, so kann dies zu Stabilisierung führen, aber es ist auch u.U. abgekoppelte (elevated) Konvektion möglich (ja nach Mächtigkeit der Kaltluft). Bei hochreichender Kaltluft hat man dagegen wiederum eine potentiell labile Luftmasse, besonders ausgeprägt, wie schon erwähnt, im Winter über See oder im Frühjahr bei starker Einstrahlung ("Aprilwetter").

Das einfache Frontenmodell mit der schlagartigen "Anhebung" der Warmluft jedenfalls greift zu kurz, um die Wettererscheinungen zu erklären. Ohne potentielle Labilität passiert dann nämlich nichts. Viel wichtiger sind daher die Eigenschaften der Luftmasse selbst in Kombination mit den dynamischen Vorgängen an der Front selbst - beispielhaft sind Böenlinien (squall lines), welche am Boden wie Kaltfronten wirken, aber ihre eigene selbsterhaltende Dynamik entwickeln - und das zunächst innerhalb einer einheitlichen feuchtlabilen Luftmasse (Warmsektor).

Quelle: Wetterzentrale-Forum

Ein weiterer, hier nicht diskutierter Punkt sind maskierte Kaltfronten, die mit Kaltfrontdurchgang eine Erwärmung bringen - wenn dadurch eine Temperaturinversion aufgebrochen wird (auf diese Art können auch Kaltluftseen "geleert" werden). Mein Artikel sollte jedoch für den Laien und interessierten Wetterbeobachter ausreichend sein, um anhand von Modellkarten und Satellitenbilder die Lage von Okklusion, Warm- und Kaltfront zu erkennen.

2. Fallbeispiel - 02. Juli 2007, 18:00 UTC (20:00 MESZ)

Wie kürzlich angekündigt, folgt nun ein weiteres Beispiel einer Frontenanalyse, jedoch bezogen auf das Sommerhalbjahr. Das tückische bei der Frontenanalyse in den Sommermonaten ist der Umstand, dass die konvektive Grenzschicht (d.h., die untersten 1-2km der Troposphäre) stark vom Sonnenstand und dem Tagesgang der Temperatur beeinflusst wird. Dies hat zur Folge, dass die konvektive Grenzschicht untertags erwärmt wird und entsprechend auch die Luftmasseneigenschaften einen Tagesgang aufweisen. Die Theta-e steigen also ab den Vormittagsstunden an, erreichen am Nachmittag ihre höchsten Werte, um danach wieder zu sinken und nachts ihr Minimum zu erreichen.

Auch Frontensysteme zeigen im Sommer allgemein gegenüber dem Winterhalbjahr veränderte Eigenschaften und Auswirkungen. Der Niederschlag der Okklusion und Kaltfront ist oftmals stark konvektiv geprägt. Während die Okklusion noch meist zusammenhängende Regengebiete beinhaltet, zeigt die Kaltfront durchaus verstreute Gewitterherde, aber auch markante Böenlinien. Typisch ist hierbei auch eine im Warmsektor der Kaltfront vorauslaufende Konvergenzlinie, wenn in der Höhe kältere Luft zur Labilisierung führt oder alte verdunstungsgekühlte Abwinde einer ehemaligen Schauer/Gewitterlinie ("Outflow Boundaries") am Tage die davor liegende Warmluft anheben. Die Warmfront ist im Sommerhalbjahr in der Regel am Schwächsten ausgeprägt, da durch den Tagesgang bedingt selbst bei dichter Bewölkung nur selten ein Kaltluftsee am Boden vorhanden ist, auf den die advehierte Warmluft aufgleiten kann.

Es ergeben sich also beim Fronten zeichnen im Sommer gewisse Schwierigkeiten, da a) die Luftmassengrenzen im Theta-e-Feld durch den Tagesgang verwischt sein können, b) vorlaufende Konvergenzlinien zur Kaltfront letztere ersetzen können, sodass diese im Satellitenbild oder Bodenwetterkarten ihre Fronteigenschaften verliert und c) Frontensysteme durch die tageszeitliche Grenzschichterwärmung nicht sichtbar ausgeprägt sind (z.B. Warmfront).

Im operationellen Vorhersagedienst oder an Universitäten gibt es deswegen Zugriff auf 700-hPa-Theta-e-Karten, die nicht von der Grenzschichterwärmung beeinflusst sind und daher gut zur Frontenanalyse herangezogen werden können. Sonst ist hier wie bereits bei der Frontenanalyse generell eine Analyse mit Hilfe von Bodenwetterkarten (Synops) vorzuziehen, da anhand der positiven oder negativen Druckänderungen zumindest in synoptischen Regionen deutlich wird, wo eine Bodenfront liegt. Ich betone synoptische Region, da im Alpenraum, welcher abgekoppelt vom synoptischen Geschehen ist, die Druckänderung stark an den Tagesgang gekoppelt ist. Erwähnungswert sei an dieser Stelle noch, dass bedingt durch die Alpenbarriere Frontensysteme viel rascher als im gebirgsfreien Raum okkludieren und "anderen Gesetzen" folgen, die nicht mehr mit der Bjerknes'schen Frontentheorie vereinbar sind.

Die Großwetterlage vom 02. Juli 2007, 18 UTC, zeigt ein kräftiges Tiefdruckgebiet über dem Nordatlantik. Wellenstörungen sind in einer nordwestlichen Strömung eingebettet und ziehen mit recht energiereichen Luftmassen im Warmsektor weiter südostwärts. Das Wetter in Mitteleuropa ist von allgemein sommerlichen Luftmassen mit Theta-e-Werten um die 50°C gekennzeichnet. Die zugehörige Blitzkarte vom 02. Juli 2007 veranschaulicht, wo und wann Gewitter aufgetreten sind - hier besonders über Mitteleuropa und über Osteuropa.

Karte 1 - Theta-e-Feld

In der Theta-e-Karte ergeben sich die erwähnten Schwierigkeiten bei der Frontenanalyse, zugleich wird aber auch der Effekt des Tagesgangs deutlich. Im kontinentalen Raum, wo entsprechend eine starke Erwärmung der Bodenschichten vorliegt, sind die Luftmassengrenzen nur schwach ausgeprägt. Ganz anders auf dem Atlantik, wo die Bodenwärmeflüsse geringer sind und die Temperaturadvektion überwiegt. Hier herrscht folglich auch eine starke Drängung an den Theta-e-Isolinien. Relativ leicht identifizierbar sind hier das Frontensystem westlich der Biskaya sowie die noch offene Welle auf der freien See. Über Mitteleuropa ist es schwieriger. Anhand der Drängungen der Isothermen lässt sich ein weiteres Frontensystem lokalisieren, jedoch ist hier unklar, wie weit die Okklusion tatsächlich nach Nordwesten reicht. Es fehlen Anhaltspunkte wie Isothermenzungen oder eingeringelte Isothermenmaxima. Die Luftmasse innerhalb des Tiefs vor Schottland ist bereits recht einheitlich und deutet auf einen abgeschlossenen Okklusionsprozess hin. Mögliche, existierende Okklusionen sind aber anhand dieser Karte nicht einzeichbar.

Karte 2 - 10m-Windfeld

Das 10m-Windfeld ist keine wirkliche Hilfe. Allenfalls die offene Welle auf dem Nordatlantik lässt sich hier lokalisieren. Anhand der zyklonalen Windfiedern vor Schottland sowie über Polen kann man die Tiefdruckzentren bestimmen. Die Drehung des Windes von Südost auf Ostsüdost bei Schottland weist auf die Lage der Okklusion hin. Über Mitteleuropa ist es hier der Windsprung von Südost auf Ost und der Westwind über Westpolen. Möglicherweise existiert hier eine Verbindung zwischen beiden Okklusionsfronten. Recht unscheinbar bleibt das im Theta-e-Feld noch deutlich ausgeprägte Frontensystem westlich der Biskaya. Eine schwache Drehung des Windes auf Südwest liefert ein schwaches Indiz, gibt jedoch keinen Anlass zu einer fundierten Frontenanalyse.

Karte 3 - 700hPa-Feuchte

Auch das Feuchtefeld lässt kaum Schlüsse auf die genaue Lage der Fronten zu. Das Frontensystem über Mitteleuropa kann hier nur mit Kenntnis der obigen Karten eingezeichnet werden, sonst zeigt sich ein eher chaotisches Bild bei der Feuchteverteilung. Die Andeutung einer Okklusion bei Schottland ist durch den Ring eines 95%-Feuchtefeldes gegeben (mit "f" gekennzeichnet). Das Frontensystem westlich der Biskaya ist auch hier nicht erkennbar, die nachfolgende Wellenstörung etwas besser. Hier existiert auch eine schwache, stromaufwärts geneigte Feuchtezunge, die auf einen beginnenden Okklusionsprozess hinweisen könnte.

Karte 4 - Infrarot-Satellitenbild

Betrachten wir nun den Abdruck der Frontensysteme im Satellitenbild. Ganz westlich ist die Wellenstörung zu sehen, die aus unaufgeräumter Bewölkung in verschiedenen Stockwerken beheimatet besteht. Das westlich der Biskaya gelegene Frontensystem ist ebenfalls ein undefinierbares Wolkenfeld. Wir können also ohne weiteres festhalten, dass dieses nicht besonders wetterwirksam ist, obwohl ein starker horizontaler Temperaturgradient im Theta-e-Feld erkennbar ist. Ursache hierfür ist die Lage in der Höhenströmung und der Mangel an dynamischer Hebung (auf der antizyklonalen Seite des Jets, nicht gezeigt). Sehr gut zeichnet sich hingegen die Okklusion des Schottlandtiefs ab. Ganz anders dagegen über Mitteleuropa. Allenfalls die konvektiven Zellen über dem Alpenraum lassen die Lage der Kaltfront erahnen. Eine Frontenanalyse nur mit dem Satellitenbild ist abgesehen vom Schottlandtief keine wirklich gute Idee.

Karte 5 - sechsstündige Niederschläge (Vorhersage) von Montag, 02. Juli 2007, 12 UTC bis Montag, 02. Juli 2007, 18 UTC, aufsummiert

Die Niederschlagssignale bestätigen den nahezu wetterunwirksamen Charakter der Warmfront über Mitteleuropa, wie es im Sommerhalbjahr häufig zu erwarten ist. Die Kaltfront ist mit 6h-Summen von über 10mm entlang des Alpennordrandes (beachte die Modelltopographie!) dagegen recht stark ausgeprägt und führte auch zu zahlreichen Gewittern (siehe Blitzkarte). Die Okklusion ist ebenfalls stärker ausgeprägt - beide Fronten sind durch eine stark gekrümmte Trogachse mit kräftigem Hebungsantrieb (nicht gezeigt) begünstigt und entsprechend wetterwirksam. Die Okklusion zwischen den Britischen Inseln und Island führt ebenfalls zu flächigen Niederschlägen, trotz schwachem frontogenetischen Antrieb (Okklolyse), da der darüberliegende Höhentrog für Labilisierung und Hebungsantrieb sorgt. Das weiter südlich liegende Frontensystem weist nur unzusammenhängende Niederschlagsgebiete von geringer Intensität (um 1mm in 6h) auf und ist vermutlich rein stratiform geprägt gewesen, da auf der warmen Seite des Jetstreams gelegen. Schließlich ist auch die Welle auf dem Nordatlantik anhand der strömungsparallel liegenden Niederschläge ersichtlich. Eine wetterwirksame Okklusion kristallisiert sich hier noch nicht heraus, weshalb auf deren Einzeichnung oben verzichtet wurde.

Hier die Variante des Deutschen Wetterdienstes zum 18 UTC-Termin:

In der Analyse des Deutschen Wetterdienstes zeigen sich geringfügig Unterschiede zu meiner Analyse, was das Frontensystem über Mitteleuropa betrifft. Die Anknüpfung von dessen Okklusion an das Schottlandtief - wie ich sie anhand der 700hPa-Feuchte und dem 10m-Windfeld vorschlug - ist in der DWD-Analyse vollzogen worden. Die genauere Erfassung der Frontenlage resultiert aus den zur Verfügung stehenden Bodenbeobachtungen (Synops) mit entsprechend gemeldeten Druckänderungen.

3. Fallbeispiel - 10. Oktober 2007, 06:00 UTC (08:00 MESZ)

Das tückische an diesem Fall ist, dass die Frontenlage auf den ersten Blick zwar eindeutig erscheint, bei näherer Untersuchung aber nicht ist. Zunächst möchte ich aber kurz auf die Entwicklung zum Mittwoch Morgen eingehen:

Montag morgen befindet sich ein umfangreiches Tiefdrucksystem auf dem Nordatlantik. Es besteht aus einem Zentraltief östlich von Neufundland, einem alternden Randtief weiter stromabwärts (niedriges Geopotential) und einer intensiven Welle bzw. einem Wellentief südlich von Neufundland. Dieses Wellentief verstärkt sich zwölf Stunden später zu einem Sturmtief, weist bis dahin aber weiterhin einen äußerst energiereichen und breiten Warmsektor auf. Die Deformierung der Höhenströmung durch die starke Randtiefentwicklung hat zur Folge, dass weiter stromabwärts die Höhenströmung "überschießt" und das besagte, gealterte Randtief nach Südosten gezwungen wird. Am Okklusionspunkt des Randtiefs bildet sich Dienstag morgen ein Teiltief, dessen Warmfront über England nach Nordfrankreich und die Kaltfront zwischen England und Irland nach Südosten reicht.

Dienstag mittag liegt das ausgeprägte Höhentief über den Britischen Inseln und besonders am Okklusionspunkt und im Bereich der Kaltfront treten kräftige, schauerartige Niederschläge auf. Das Höhentief + Frontensystem wandert bis zum Analysetermin Mittwoch, 10.10. 2007, 06 UTC, rasch weiter südwärts.

Karte 1 -- 500hPa Geopotential [gpdm], Temperatur [°C]

Am Mittwoch vormittag liegt das kleine, aber kräftige Höhentief mitten über Nordfrankreich. An seiner Westflanke ist eine dichte Isohypsendrängung (Jetstreak!), aber auch eine -krümmung (starke Vorticityadvektion) erkennbar. Die zugehörigen Vorticitykarten (nicht gezeigt) unterstreichen die Vermutung, dass über Südfrankreich recht kräftige (differentielle) zyklonale Vorticityadvektion herrscht und entsprechend ein starker Hebungsantrieb vorhanden ist.

Karte 2 -- 850hPa Theta-e [°C], Bodendruck [hPa], Mitteleuropaauschnitt

Vergleicht man die Lage vor der Trogachse (siehe oben) und die zugehörigen Theta-e-Werte bzw. Frontenlage, dann muss die letzte Aussage gleich wieder relativiert werden. Ein starker Hebungsantrieb wäre nur vorhanden, wenn zugleich Warmluft advehiert würde. Stattdessen herrscht im Bereich der Trogvorderseite Kaltluftadvektion (von Norden her). Hebungsantrieb durch zyklonale Vorticityadvektion und Absinken durch Kaltluftadvektion fechten hier also einen Kampf gegeneinander aus.

Zurück zu den Fronten. Die Okklusion lässt sich relativ gut anhand der Warmluftzunge ausgehend von Ostfrankreich über Benelux nach Südostengland einzeichnen. Danach verschwindet der Abdruck in den Theta-e-Werten völlig, jedoch lässt die Krümmung der Isobaren und deren Drängung vermuten, dass die Okklusionsfront sich noch weiter eingedreht hat. Einzeichnen kann man diese anhand dieser Karte jedoch nicht (es fehlt der Beleg). Nun ergeben sich bei der Bestimmung von Warm- und Kaltfront Schwierigkeiten (siehe weißer Kreis).

Karte 3 - 10m-Windfeld Mitteleuropa [Kn], Bodendruck [hPa]

In der 10m-Windkarte wird Variante 1 (von mir) meiner Auffassung nach gestützt, da im Bereich des Rhônetals ein klarer Windsprung erkennbar ist, der auf den Fortgang der Warmfront hindeuten könnte. Wohingegen die Kaltfront mit Windsprung von West auf Nordwest und Nord weiter westlich verläuft (unsauber gezeichnet.).

Karte 4 - KO-Index [K], Isolinien und 500hPa-Vertikalbewegung (hPa/h)

Der KO-Index beschreibt die Schichtungsverhältnisse zwischen 500hPa und 1000hPa. Positive Werte (Extrema "S") bedeuten, dass in den unteren Schichten die Luftmassen eher trocken und darüber eher feucht sind. Wird die gesamte Luftmasse nun gehoben, dann kühlt sie unten rascher als darüber ab, da die feuchten Schichten gehoben auskondensieren und die freiwerdende Kondensationswärme den Abkühlungsprozess verlangsamt. Grob gesagt unten kalt und oben warm heißt aber stabile Schichtung.

Negative Werte (Extrema "L") bedeutet hingegen den umgekehrten Fall. Die unten frei werdende Kondensationswärme sorgt für wärmere Schichten in der unteren Troposphäre und für kältere Schichten darüber - labile Schichtung. Abgesehen von Spezialfällen wie bei sogenannten Warmlufteinschubgewittern herrscht im Bereich von Warmfronten gewöhnlich eine stabile Schichtung und bei Kaltfronten - abgesehen von maskierten oder seichten Kaltfronten eine labile Schichtung. Die Verteilung der KO-Index-Isolinien lässt also Rückschlüsse auf den Frontentyp zu, sofern wir es nicht mit den genannten Spezialfällen zu tun haben.

Hier erkennen wir ein Stabilitätsmaximum über Ostfrankreich, was mit dem Windsprung und der Variante 1 mit der Warmfront gut zusammenpasst. Im Warmsektor nimmt die Stabilität ab und erreicht über der Biskaya ihr Minimum. Es ist kein Zufall, dass dieses Minimum (bzw. Labilitätsmaximum) mit der Zone der höchsten Theta-e-Werte (siehe Karte oben) zusammenfällt. Je höher die Theta-e-Werte, desto größer die potentielle Labilitätsfläche. Die gleichzeitige Lage vorderseitig der Trogachse und die gerechnetten Hebungswerte (farbig) weisen auf die tatsächliche Freisetzung von zumindest schwacher Labilität hin (leider existiert kein Sondenaufstieg aus diesem Gebiet zu diesem Zeitpunkt).

Die "offizielle" Variante 2 des DWD würde durch die ebenso vorhandene Drängung über Südfrankreich wieder gestützt werden, jedoch ohne das besagte Stabilitätsmaximum wie weiter östlich.

Karte 5 - 6h-Niederschläge aufsummiert bis 06 UTC.

In den Niederschlagskarten (punktiert - Konvektion) ist Variante 1 ebenso zu bevorzugen. Die Okklusion verläuft eingedreht von Nordfrankreich über England, Benelux nach Süden. Ihre geringste Aktivität ist im Bereich England- Nordsee und Benelux erkennbar - wie aus Karte 1 ersichtlich, fehlt hier ein Hebungsantrieb ("Niemandsland"). Weiter südwärts ist ein Niederschlagsmaximum, das - wie in den anderen Frontenanalysen bereits erwähnt - häufig den Okklusionspunkt markiert. Die Warmfront stellt die Verlängerung der Okklusion dar, ist aber nur wenig ausgeprägt (fehlender Hebungsantrieb). Die Kalttfront bildet den Abschluss des wetteraktiven Warmsektors, wo sich Labilität und Hebungsantrieb überlagern (konvektive Niederschläge). Hinter der Kaltfront ist kräftiges Absinken vorhanden, ehe der eingedrehte Teil der Okklusion erneut für Niederschläge sorgt - vergleiche dazu auch die Verteilung des KO-Index.

Karte 6 - IR-Satellitenbild von EUMETSAT 2007

Das Satellitenbild klärt meiner Ansicht nach das verwirrende Spiel um die Frontenlage deutlich besser auf als die vorherigen Karten, gesetzt den Fall, man kennt die Hintergründe und kann die Wolkenverteilung interpretieren. Gelb eingerahmt ist der Verlauf der Jetachse bzw. des Jetstreams an der Westflanke des Höhentiefs. Die Westkante des Jetstreams ist durch vereinzelte Cirren sichtbar (siehe Pfeile). Diese liegen bereits weit im Bereich des Höhenkeils (großräumiges Absinken), sodass hier wohl die Feuchte für stärkere Cirrenbildung fehlt.

Die Okklusion lässt sich gut anhand des eingeringelten, hohen Wolkenbands einzeichnen. Der Südteil ist - unter Höhentrogeinfluss gelegen - recht wetteraktiv und konvektiv durchsetzt. Die Kaltfront koinzidiert zu den Theta-e-Karten und Variante 1, dahinter kommt - abgesehen von der Okklusionsfront, zunächst eine wolkenfreie Zone (Absinken). Wo läuft nun die Warmfront entlang? Diese Frage könnte man auch anders stellen: Woher kommt das hochreichende Wolkenband über Ostfrankreich? Der Jet kann es nicht sein, da dieser an der Westflanke des Troges abläuft. Zwar herrscht an der Ostflanke ein kleines sekundäres Jetgebiet (Nordwind!) über dem nördlichen Ostfrankreich (Lothringen), jedoch nicht weiter südwärts ausgreifend. Im Satellitenloop sieht man, wie das hochreichende Wolkenband eindeutig nach Süden wandert, was den Verdacht nahelegt, dass es sich um die gesuchte Warmfront handelt.

Die Aktivität des Warmsektors ist stark an die Verteilung der Höhenkaltluft geknüpft. Höhenkälter ist es über Zentralfrankreich - dort reichen die konvektiven Zellen weit nach oben (weiß), höhenwärmer ist es hingegen an der Westküste und über der See - dort sind die Zellen viel flacher. Dies passt auch gut zum Verlauf der Jetachse, die höhenkältere Luft auf seiner zyklonalen (Ost-)Seite von höhenwärmerer Luft auf seiner antizyklonalen (West-)Seite trennt.

© www.wetteran.de, 10. Oktober 2007