Polarfront

 

 

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Polarfront

Als Polarfront wird nach der norwegischen Meteorologenschule von V. Bjerknes {1862-1951) seit den 1920er Jahren die frontale Grenze zwischen der Polarluft und der (sub)-tropischen Luft bezeichnet. Sie liegt zwischen 30 und 70 nrdlicher bzw. sdlicher Breite. Sie umfat fast die gesamte Halbkugel. Ihre mittlere Lage unterliegt jahreszeitlich bedingt gr秤eren Schwankungen. Die Polarfront liegt im Winter weiter im Sden bei 40 - 50 Breite ber dem Nordatlantik von Sdengland bis zu den Bermudas und dringt sogar bis ins Mittelmeergebiet vor, whrend sie im Sommer wesentlich nrdlicher bei 60 - 70 Breite ber Mitteleuropa oder Skandinavien verluft. Sie ist im Winter wegen der gr秤eren Temperaturunterschiede zwischen hohen und niedrigen Breiten deutlich ausgeprgter wie in der warmen Jahreszeit.

An dieser Grenzflche strmen die Luftmassen der polaren Kaltluft und der subtropischen Warmluft in entgegen gesetzter Richtung aneinander vorbei. Anders als die wetterwirksamen Fronten der Tiefdruckgebiete trennt die Polarfront damit zwei Hauptluftmassen, weshalb sie auch als klimatische Front bezeichnet wird. Sie ist nicht als gleichm癌iger Grtel ausgebildet, sondern verschiebt sich mit dem grorumig unterschiedlichen Vordringen polarer und warmer Luftmassen nach Sden bzw. Norden in den sog. Rossby-Wellen. Die Polarfront ist als Verwirbelungszone das Ursprungsgebiet der das Wettergeschehen bestimmenden dynamischen Tiefdruckgebiete in den hheren Mittelbreiten .

Die Bezeichnung Polarfront ist begrifflich veraltet. Heute hat sich die Vorstellung einer planetarischen Frontalzone durchgesetzt, an der sich Tiefdruckwirbel (Zyklonen) bilden.

Die planetarische Frontalzone umfat die Ferrel-Zelle und die Polar-Zelle.

Polarzelle

Sie stellt fr die mittleren Breiten die wetterwirksamste Front dar. Unterbrechungen sind auf die Modifikationen durch die Land-Meer-Verteilung, insbesondere auf die Existenz von Hochdruckgebieten zurckzufhren, deren divergente Strmungsverhltnisse die Polarfrontbildung verhindern bzw. eine schon vorhandene Polarfront zur Auflsung bringen.

 

Ursachen

Die grundlegenden Ursachen der atmosprischen Luftstrmungen sind im Kapitel Zirkulation ausgefhrt. Das engere Geschehen im Bereich der Pole ist im Kapitel Polarzelle dargestellt.

Hervorzuheben ist, da der wesentliche Antrieb aller wetterbedingten Vorgnge in der Atmosphre ihren Grund in der Sonneneinstrahlung hat. Diese ist aber meridional unterschiedlich stark ausgeprgt ist, weshalb groe Temperaturunterschiede zwischen 훢uator und den Polregionen auftreten. Whrend am 훢uator die Sonne das Jahr ber nahezu senkrecht einstrahlt, erreicht die Polregionen durch den flachem Einfallswinkel nur wenig wrmende Sonnenenergie. Im Winterhalbjahr bleibt es in diesen nrdlichen bzw. sdlichen Regionen teilweise sogar vollstndig dunkel, d.h. die Sonne geht dort in dieser Zeit gar nicht mehr auf. Dies wird in den Kapiteln Planet Erde und Strahlungshaushalt nher erlutert.

Weil die Atmosphre jedoch stets einen Temperaturausgleich anstrebt, strmt die warme Luft aus den quatorialen Gebieten nach Norden bzw. Sden. In den mittleren und nrdlichen bzw. sdlichen Breiten wird der Wrmeaustausch durch die Tiefdruckgebiete bewirkt. Diese entstehen bevorzugt im Bereich der Polarfront, die z.B. auf der Nordhalbkugel die kalten polaren Luftmassen im Norden von den warmen subtropischen Luftmassen im Sden trennt. ber die Entstehung der Tiefdruckgebiete steht mehr im Kapitel Druckgebiete. Im wesentlichen gibt es auf jeder Halbkugel zwei Zirkulationssysteme, welche die Luft austauschen. Mehr zu den atmosphrischen Zirkulationssystemen steht im Kapitel Zirkulation.

Ein Zirkulationssystem liegt zwischen 훢uator und dem 30. Breitengrad, die Hadley-Zellen, und das andere zwischen den Polen und dem 60. Breitengrad, die Polar-Zellen. So kommt aber weder die warme Luft vom 훢uator zu den Polen noch die polare Kaltluft zum 훢uator. Fr den Austausch zwischen dem 30. und dem 60. Breitengrad funktioniert das vorher dargestellte Zirkulationsssystem nicht, da die warme Luft, die am 30. Breitengrad als Westwind absinkt, dort nicht gleichzeitig wieder aufsteigen kann. Ebenso kann die kalte Luft von den Polen, die am 60. Breitengrad am Boden als Ostwind weht, nicht gleichzeitig von oben absinken und in Richtung 훢uator strmen. Da aber warme Luft sich ausdehnt, d.h. mehr Platz einnimmt als die gleiche Menge kalte Luft (siehe Kapitel Luftdichte), reichen die Zirkulations-Zellen am 훢uator wesentlich hher in die Atmosphre als  an den Polen (siehe Abbildung rechts oben). Die warme Luft "fliet" daher wie Wasser von einem Berg in Richtung der Pole und wird aufgrund der Coriolis-Ablenkung zu einem Westwind. Das ergibt zwar noch keinen Austausch von warmer und kalter Luft, aber der Hhenunterschied zwischen den beiden Kreislufen wird dafr gr秤er. Also "fliet" die Luft immer schneller in Richtung der Pole, so da auch der Westwind krftiger wird.

Luftverwirbelung im Lee von Guadalupe

Zwischen den Hadley-Zirkulationssystemen und den polaren Zellen ergeben sich so die Ferrel-Zellen. Die mittleren Breiten (etwa 35 bis 70) sind durch ein starkes meridionales Temperaturgeflle (ca. 3 - 10 K pro 1.000 km) gekennzeichnet. Unter Einwirkung der Coriolis-Kraft fhrt dies zur Ausbildung eines krftigen, westwrts gerichteten thermischen Windes (Zone der Westwinddrift). Was nun passiert kann man in jedem Bach beobachten: Wenn Wasser schnell fliet, bilden sich Verwirbelungen und Strudel. Das gilt erst recht, wenn sich im Wasser ein Stein oder ein anderes Hindernis befindet. Dann entstehen in Flierichtung dahinter quasi ortsfeste Wirbel. Ebenso verhlt es sich mit dem Wind. Luft ist nmlich dem Wasser in seinem Strmungsverhalten sehr hnlich. Auch in diesem Westwind entstehen also Verwirbelungen und Strudel. Sucht man entsprechende Hindernisse in dieser Westwindstrmung, finden sich zwei geographischen Gegebenheiten, die fr unser Wetter relevant sind: die Rocky Mountains und die Spitze von Grnland. Der Westwind kann um die Gebirge nicht herum, sondern mu drber hinweg wehen. Dadurch erhht sich seine Geschwindigkeit und die Wirbel entstehen. Diese gehen mal in Richtung der Pole mal in Richtung 훢uator und nehmen von dort warme oder kalte Luft mit. Dadurch schaffen sie letztlich die noch fehlende Verbindung zwischen dem 30. und 60. Breitengrad. Obwohl diese Wirbel (Tiefs) ganz zufllig entstehen, ist in einigen Regionen doch einer Hufung zu beobachten. Weht der Westwind an der Spitze von Grnland vorbei, bildet sich dort regelm癌ig ein besonderer, quasi stationr entstehender Wirbel, das Islandtief.

Verglichen mit der Hadley-Zirkulation ist die Strmung in den mittleren Breiten deshalb sehr unbestndig. Nur im langfristigen Mittel wird erkennbar, da die Luftstrmung einem grorumigen Muster (Ferrel-Zirkulation) folgt. Grorumige wellenfrmige Strungen in der Westwinddrift (barotrope und barokline Wellen, Rossby-Wellen) fhren zur Ausbildung von Tief- und Hochdruckgebieten (Zyklogenese), die das Wettergeschehen in unseren mittleren Breiten mageblich bestimmen. An dieser Westwinddrift entlang wandern diese Druckgebiete von West nach Ost, die je nach Charakterisierung als zyklonal oder antizyklonal abwechselnd Regen oder Sonnenschein bringen. Hitzeperioden im Sommer knnen hufig abrupt von Temperaturstrzen wieder beendet werden. Auf der Vorderseite der Zyklonen werden mit den Winden aus Sden warme Luftmassen nach Norden und auf ihrer Rckseite kalte Luft nach Sden verfrachtet. Ein Teil der in der subpolaren Tiefdruckrinne aufgestiegenen kalten Luft gelangt in gr秤eren Hhen bis zum subtropischen Hochdruckgrtel und sinkt dann dort ab, von wo wieder ein Teil zur subpolaren Tiefdruckrinne zurck strmt. Die Tiefdruckgebiete unserer Breiten sind demnach eigentlich nicht als "Strungen" anzusehen, vielmehr sind sie wesentliche Bestandteile der globalen allgemeinen Zirkulation.

Polarfront

Polarfront und Polarjet

Wegen der Bedeutung fr unser Wetter soll hier nochmals auf das Zusammenwirken von Polarjet und Polarfront eingegangen werden.

Die planetarische Frontalzone ist die Zone mit dem strksten Temperatur- und Luftdruck-Geflle zwischen der warmen Tropenzone und der kalten Polarzone. Wenn kalte Luft ber eine noch relativ warme Oberflche strmt, kommt es zu einer labilen Luftschichtung (kalte ber warmer Luft). berall dort, wo die Luft gehoben wird und dementsprechend abkhlt, setzt wegen der relativ hohen Luftfeuchtigkeit von warmer Luft sehr schnell Wolkenbildung ein und es bilden sich mchtige und hochreichende Konvektionszellen. Die Wolken markieren so den Verlauf der Polarfront. Weil warme Luft sich in der Hhe mehr ausdehnt als kalte Luft, entsteht an der Polarfront ein starkes und mit der Hhe zunehmendes Druckgeflle (Druckgradient) von der tropischen Warmluft hin zur polaren Kaltluft. Die Warmluft kann aber die Kaltluft wegen der niedrigen Tropopausenhhe nicht berstrmen. Aufgrund des unterbundenen Luftmassenaustausches verschrfen sich die Gegenstze der Lufttemperaturen und des Luftdrucks auf relativ engem Raum. Wegen des groen Temperatur- und Dichteunterschiedes zwischen beiden Luftmassen und des damit einhergehenden mit der Hhe immer gr秤er werdenden Luftdruckgeflles (Warmlufthat eine gr秤ere vertikale Ausdehnung als Kaltluft, so da in einer Luftsule mit zunehmender Hhe der Luftdruck dementsprechend langsamer abnimmt) entsteht ein starker zunchst polwrts gerichteter Hhenwind, der durch die Erdrotation (Corioliskraft) zu einem Westwind umgelenkt wird und der sich schlielich bis zum Boden hin durchsetzt (Westwindzone, Westdrift). An der Tropopause fhrt dies zur Ausbildung von schlauchartigen Starkwinden, den Polarfront-Jetstreams.

Zyklogenese

Der Polarfront-Jetstream bildet das Steuerungssystem des Wettergeschehens an der Grenze zwischen der warmen subtropischen und der kalten polaren Luftmasse. Unter dem Einflu der Erdrotation strmt die warme Luft ostwrts, die kalte Luft in entgegengesetzter Richtung daran vorbei (s. Abbildung unten links, Abb. b und c). Wie schon gesehen, trennt die Polarfront die polare Luftmasse von der gem癌igten Luft und durchschneidet als etwa 1 km mchtige, isotherme Schicht die gesamte Troposphre.

Die kalte, dichte und deshalb schwere Polarluft schiebt sich dabei keilfrmig unter die wrmere gem癌igte Luft. Die Front weist normalerweise eine Neigung von etwa 1:100 auf, wobei in der Front starke Temperaturunterschiede bestehen, die auf einer Strecke 100 km bis zu 7 캜 erreichen. Eine Strung der Gleichgewichtslage der Neigung der Polarfront, z. B. durch Strmungsnderungen in einer der beiden Luftmassen, zieht sofort Strungen in der Frontalzone nach sich, wobei letztere bestrebt ist, eine neue Gleichgewichtslage herbeizufhren. Hierbei schwingt sie allerdings zunchst um die neue Lage hin und her, vergleichbar einem aus der Ruheposition gebrachten Pendel. Auf diese Weise werden an der Frontalzone wellenhnliche Prozesse in Gang gesetzt, woraus sich nach der oben genannten Polarfronttheorie die wandernden Tiefdruckgebiete entwickeln, welche als Wellen und Wirbel an der Polarfront entlangziehen. Der geostrophische Wind verndert sich mit der Hhe genau dann, wenn auf einer Druckflche thermische Gegenstze vorhanden sind (siehe thermischer Wind). An der Polarfront ist das der Fall, was dazu fhrt, da in der Frontalzone der frontalzonenparallele Wind strker wird. Dabei nimmt der thermische Wind nach oben hin an Strke so lange zu, bis sich der Temperaturgradient auf den Druckflchen umkehrt.

Rossby-Wellen

Entsteheung von Frontensystemen an  der Polarfront

Die Temperatur- und Druckgegenstze (Temperatur-, Druckgradienten) zwischen Warm- und Kaltluft sind im Verlauf der Polarfront aber nicht berall gleich. Dadurch ergeben sich unterschiedliche Windgeschwindigkeiten innerhalb der Jetstreams der Westwinddrift. Infolge dieser Unregelm癌igkeiten des Jetstreams oder Impulse, z.B durch die Land-Meer-Temperaturgegenstze oder die in die Westwinddrift aufragenden Gebirge, wie z.B. die Rocky-Mountains, die Anden, das norwegische Gebirge oder der Himalaya, werden die Jetstreams abwechselnd beschleunigt und dann wieder abgebremst, weshalb die Windgeschwindigkeiten im Jetstream schwanken (Fluktuationen). Dadurch fngt der Jetstream ab einer kritischen Strmungsgeschwindigkeit an zu mandrieren, soda kalte Luft in Richtung 훢uator und warme Luft in Richtung Pol vorst秤t. Die warme Luft schiebt sich dabei in Form eines "Wellenbergs", eines sog. Hochkeils oder Rckens vor, die Kaltluft bildet Wellentler, d.h. einen sog. Kltetrog aus. Es entstehen sog. Rossby-Wellen (Abb. b). Auf dem Erdumfang liegen normalerweise 4 bis 6 dieser Wellen. Die Wellenlnge betrgt damit mehrere 1.000 km. Die Wellenberge (Hhenrcken, Hochkeile) enthalten tropische Warmluft, die Wellentler (Hhentrge) dagegen polare Kaltluft (Abb. c). Besonders dort, wo die Kaltluft weit nach Sden vorst秤t, bildet sich ein scharfes Druckgeflle aus und die Isobaren liegen sehr eng beieinander. Dieser Bereich wird auch als planetarische Frontalzone im engeren Sinne bezeichnet. Die Rossby-Wellen steuern die Lage der darunter liegende Trennschicht (Frontflche) zwischen warmer und kalter Luft. Zugleich verstrken sie ihrerseits die Fluktuationen im Jetstream.

Die Hhenstrmung wird deshalb zunehmend turbulent: Aus Konvergenzen entwickeln sich abwrts gerichtete Hochdruckwirbel (dynamische Hochs), aus Divergenzen aufwrts gerichtete Tiefdruckwirbel (dynamische Tiefs). Der Bereich westlich vor der Frontalzone, in dem die Isobaren sich verengen (konvergieren), wird als Einzugsbereich der Frontalzone bezeichnet. Den Bereich stlich nach der Frontalzone, in dem sich die Isobarenabstnde wieder vergr秤ern (divergieren), bezeichnet man als Delta der Frontalzone. Weil die Luft in den Tiefs gehoben wird und sich dabei abkhlt, knnen sich bei ausreichend hoher Luftfeuchtigkeit viele Wolken bilden. Diese dynamischen Tiefs werden von der Hhenstrmung nach Osten davongetragen und sorgen unter ihren Zugbahnen fr mildes, feuchtes und wechselhaftes Wetter. Da diese dynamischen Tiefs an der Grenze zwischen tropischer Warmluft und polarer Kaltluft entstehen und die beiden Luftmassen dadurch miteinander verwirbelt werden, bilden sich auf diese Weise (fast) immer Frontensysteme aus Warm- und Kaltfront (Zyklogenese). Im weiteren Verlauf der Drehbewegung des Tiefs werden die Warm- bzw. Kaltfront schlielich vom Tiefdruckzentrum ausgehend zusammengefhrt (Okklusion).

Fr das Wettergeschehen ber Europa spielen diese Vorgnge vor allem bei der Bildung der Azorenhochs und Islandtiefs eine wichtige Rolle. Die Konvergenz- und Divergenzgebiete liegen dabei in den Mandern der planetarischen Frontalzone, den Rossby-Wellen. Die entstehenden dynamischen Druckgebiete sind entscheidend beim Ausgleich der einstrahlungsbedingten Energieunterschiede auf der Erde.

Der Polarfrontjet erzeugt so auf seiner linken Seite (polseitig) dynamische Tiefs, die sich entgegen dem Uhrzeigersinn drehen, und auf seiner rechten Seite (quatorseitig) dynamische Hochs, die sich im Uhrzeigersinn drehen. Dieses Geschehen an der Frontalzone fhrt zur Bildung von Tiefdruckgebieten, die dann in der Westwinddrift mit einer Geschwindigkeit von ca. 50 km/h nach Osten wandern und relativ gut vorhersagbares 껾chlechtwetter mit sich bringen. Vor allem dieses Mandrieren der Front, die stndig 4 - 6 Wellen enthlt, macht die Ferrel-Zelle so instabil. Das Entstehen von Tiefdruckgebieten wird Zyklogenese genannt.

Der Jetstream durchluft dabei mehrere sich wiederholende Phasen, in denen er unterschiedlich starke Schwingungen zeigt: Zunchst mandriert er nur wenig, und es bilden sich nur wenige dynamische Tiefs, so da auch nur eine geringe Durchmischung von tropischer Warmluft und polarer Kaltluft stattfindet (Abb. b). Infolgedessen baut sich an der Polarfront ein immer strkerer Temperatur- und Druckgegensatz auf, wodurch der Jetstream immer strker mandriert und sich dabei vermehrt dynamische Tiefs entwickeln (Abb. c). Die Hhenstrmung verlangsamt sich zusehens bis sie schlielich ganz zusammenbricht. Dann lsen sich ganze Hhentrge der Rossby-Wellen als (kalte) Tiefdruckwirbel (Hhentiefs, Kaltlufttropfen) von der Kaltluft und wechseln auf die Warmluftseite ber (Cut Off). Dasselbe passiert mit umgekehrten Vorzeichen und in umgekehrter Richtung auch mit den warmen Hochkeilen (Abb. Rossby-Wellen d). Das fhrt endlich zu einer besseren Durchmischung von tropischer Warmluft und polarer Kaltluft. Polwrts entwickelt sich unterdessen ein neuer Jetstream, der zunchst wieder nur wenig mandriert bis sich erneut ein hherer Temperaturgradient bzw. Druckgradient aufgebaut hat.

Cut-Offs haben eine lange Lebensdauer und sind schwer vorhersagbar. Dies gilt insbesondere fr die Verlagerung eines Cut-Offs, denn dessen Bewegung wird nicht mehr durch die Hhenstrmung, sondern vor allem durch die Luftdruckverteilung (z. B. Antizyklonen) gesteuert.

In der Hhe weist der Cut-Off ein tiefes Geopotential und am Boden meist tiefen Luftdruck auf. In der Bodenwetterkarte sind deshalb hufig geschlossene Isobaren zu erkennen. Ist dies nicht der Fall, so ist durch das Abschnren der Kaltluftmasse ein Kaltlufttropfen entstanden, der einen speziellen Fall des Cut-Off darstellt. Oft liegt aber unter der abgeschnrten Kaltluft oder an dessen Rand ein Tiefdruckgebiet, das mit seinen Fronten die Wetterlage beeinflut.

 

Kaltlufttropfen

Ein Kaltlufttropfen ist, wie eben erwhnt, ein besonderer Fall des Cut-Off. Ein Kaltlufttropfen kann auch als Relikt einer voll entwickelten Zyklone auf deren Rckseite im Trog entstehen, deren Bodenwirbel sich aufgefllt hat. Solche Gebilde sind dann von der Strmung her zyklonale Hhenwirbel, vom Luftdruck her Hhentiefs und von der Temperatur her sog. Kaltlufttropfen. Ein solches Hhentief aus Kaltluft (Kaltlufttropfen) kann entstehen, wenn die auf der Rckseite eines Tiefs weit nach Sden vorstoende Kaltluft durch nach Norden vorstoende Warmluft abgeschnitten wird (Cut-Off). Die Entsteheung eines Kaltlufttropfens zeigen die beiden unteren Bilder in der Abbildung Zyklogenese links oben. Im Fall des Cut-Off isoliert sich in der mittleren und oberen Troposphre kalte Polarluft. Es handelt sich dabei um ein von allen Seiten von Warmluft umgebenes Kaltluftgebiet in der Hhe, das in der Bodenwetterkarte kaum auszumachen ist. Ein Kaltlufttropfen weist somit in der unteren Troposphre keine Tiefdruckaktivitt auf. Am Boden sind im Isobarenfeld keine geschlossenen Isobaren erkennbar. In der Hhe ist dagegen im Bereich der abgekapselten Kaltluft ein krftiges Hhentief vorhanden, da sich in der Kaltluft der Luftdruck mit zunehmender Hhe strker verringert als in warmer Luft. In hheren Luftschichten lassen sich daher vor allem mittels relativer Topographien (z.B. 500 hPa-Karte) geschlossene Isohypsen ausmachen. Kaltlufttropfen werden auf Wetterkarten zum Teil als gestrichelter Kreis mit einem groen "K" im Zentrum dargestellt.

Ausgeprgte Kaltlufttropfen haben nicht selten die Gr秤e Mitteleuropas und verlagern sich mit ihrem Schlechtwettergebiet nur sehr langsam.  Die Verlagerung erfolgt in der Regel in Richtung der unteren Strmung. Sie lsen sich zudem auch nur langsam auf. Kaltlufttropfen bestimmten deshalb oft wochenlang mit ihrem ausgeprgt schlechten Wetter das Wettergeschehen ber dem betroffenen Gebiet. Eingebettet in die warme Luft sind diese kalten Hhentiefsrecht stabil, weil innerhalb des Wirbels bis in groe Hhen der Luftdruck niedriger ist als in der wrmeren Umgebung. Kaltlufttropfen treten hufig in den bergangsjahreszeiten auf. In der warmen Jahreszeit kommt es wegen der tiefen Hhentemperaturen bei starker Erwrmung der bodennahen Luft zu ausgeprgt labiler Luftschichtung (kalte ber warmer Luft), so da es zu Hebungsvorgngen  mit entsprechend hochreichender Wolkenbildung kommt. Vor allem im Zentrum des Kaltlufttropfens fhrt das zu ergiebigen Niederschlgen und Gewittern.

Die hochreichende Konvektion fhrt aber auch zu freiwerdender latenter Wrme und damit zur allmhlichen Erwrmung der kalten Luft. Auch horizontale Durchmischung bewirkt eine sprbare Wrmezufuhr. Beide Prozesse laufen aber nur langsam ab. Entsprechend langlebig sind die Kaltlufttropfen. Auf der Rckseite eines Kaltlufttropfens gleitet warme Luft auf. Dadurch entsteht eine mehr oder minder mchtige Aufgleitbewlkung mit As und Ns und zustzlichen Quellwolken, u.U. sogar Cb, mit sehr niedrigen Untergrenzen und starken Niederschlgen.

Auch abgespaltene Hochdruckwirbel halten sich lange, denn der Luftdruck in ihrem Zentrum bleibt bis in groe Hhen stets ber dem ihrer khleren Umgebung. Sie knnen eine enorme Gr秤e erreichen und als blockierende Hochdruckgebiete dynamische Tiefdruckgebiete am Weiterziehen hindern oder zu erheblichen Umwegen zwingen.

Eine solche blockierende Lage war fr die anhaltende Hitzewelle im Sommer 2010 in Russland mit den verheerenden Waldbrnden und die gleichzeitigen gewaltigen Niederschlge in Pakistan mit katastrophalen berschwemmungen verantwortlich.

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