Rossby-Wellen

 

 

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Rossby-Wellen

Rossby-Wellen, auch als planetarische Wellen bezeichnet, sind grorumige Wellenbewegungen in der Atmosphre. Im Gesamtbild der planetarischen Zirkulation der Luftmassen der Erdatmosphre sind sie als mandrierender Verlauf des Polar-Jetstreams entlang der Luftmassengrenze zwischen der kalten Polarluft der Polarzelle und der warmen Subtropenluft der Ferrel-Zelle auf der Nord- und in geringerer Ausprgung auch auf der Sdhalbkugel der Erde zu erkennen. Sie markieren damit den Verlauf der Polarfront. Normalerweise gibt es zeitgleich 3 - 5 dieser Wellen auf jeder Hemisphre. Die Wellenlnge betrgt daher jeweils mehrere 1.000 km.

Fr das Wetter bei uns in Mitteleuropa ist die Lage dieser Wellen von entscheidender Bedeutung. Jeder wei, da nicht jeder Sommer schn, warm und bestndig ist. Auch wechselhafte, regnerische Zeiten gehren zum alljhrlichen Sommerbild. Das rhrt daher, da wir mal sdlich, mal nrdlich des mandrierenden Jetstreams liegen und deshalb zeitweise warme, trockene Witterung, dann wieder khles und nasses Wetter erleben.

Auf den Polar-Jetstream und dessen Wanderung mit den Jahreszeiten wird im Kapitel Jetstream nher eingegangen.

Das Naturphnomen ist nach dem schwedisch-amerikanischen Meteorologen Carl-Gustaf Rossby benannt, der als Erster erkannte und erklrte, da in der freien Atmosphre parallele Strmungen ab einer gewissen Geschwindigkeit Wellen bilden.

Rossby-Wellen

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.

Wie schon im Kapitel Zirkulation dargestellt, weht von den Kltehochs der Polregionen Kaltluft in Richtung 훢uator und wird durch die Erdrotation (Corioliskraft) nach Westen abgelenkt (polare Ostwinde). Zugleich strmt subtropische Warmluft in der Westwinddrift zu den Polen. Diese Warm- und Kaltluftstrme treffen an den sog. Frontalzonen (Polarfronten) der Nord- und Sdhemisphren aufeinander, strmen aber wegen der Ablenkung durch die Erdrotation in entgegen gesetzten Richtungen aneinander vorbei (siehe Abbildung rechts, oben).

Im Kapitel Zirkulation ist auch ausgefhrt, da es auf jeder Halbkugel zwei Zirkulationssysteme gibt, welche die Luft austauschen, das eine 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, unten).

Polarzelle

 

 

Zirkulationsmodell

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. 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 leicht 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.

Die Luftmassengrenze zwischen der kalten Polarluft und der warmen Luft aus den Subtropen ist oft wellenfrmig deformiert. Das sind die sog. Rossby-Wellen. Der Polar-Jetstream bildet sich an eben dieser Grenze zwischen (sub)tropischer Warmluft und polarer Kaltluft (Polarfront). Wegen des groen Temperaturunterschiedes zwischen diesen beiden Luftmassen und des damit einhergehenden mit zunehmender Hhe immer gr秤er werdenden Luftdruckgeflles (Warmluft hat eine gr秤ere vertikale Ausdehnung als Kaltluft, so da in einer Luftsule mit zunehmender Hhe der Luftdruck dementsprechend langsamer zurckgeht, d.h. in warmer Luft ist bei gleicher Hhe der Luftdruck gr秤er; siehe Kapitel Luftdruck) entsteht ein starker Hhenwind (Jetstream), der jedoch wegen der Erdrotation (Corioliskraft) nicht polwrts gerichtet ist, sondern zu einem Westwind umgelenkt wird, der sich bis zum Boden hin durchsetzt (Westwindzone, Westdrift). Im Gesamtbild der Luftmassenzirkulation sind die Rossby-Wellen als mandrierender (wellender) Verlauf des Polarfrontjetstreams (schmales, bandartiges Starkwindfeld in der oberen Troposphre bzw. unteren Stratosphre entlang der Luftmassengrenze zwischen der kalten Polarluft und der warmen Subtropenluft auf der Nord- und auch auf der Sdhalbkugel der Erde zu erkennen.

Strungen der Gleichgewichtslage der Neigung der Polarfront, z.B. durch Strmungsnderungen in einer der beiden Luftmassen, ziehen sofort Strungen in der Frontalzone nach sich, wobei sie - wie ein Kreisel - bestrebt ist, eine neue Gleichgewichtslage einzunehmen. Zunchst schwingt sie allerdings, hnlich einem aus der Ruheposition gebrachten Pendel, um die neue Lage hin und her. An der Frontalzone werden dadurch wellenhnliche Prozesse angestoen, woraus sich wandernde Tief- und Hochdruckgebiete entwickeln, die als Wellen und Wirbel an der Polarfront entlangziehen (Polarfronttheorie).

Entstehung der Rossby-Wellen

Solche Strungen knnen sich also allein schon daraus entwickeln, da die an der Frontalzone auftretenden Temperatur- und Druckgegenstze nicht ber die gesamte Lnge und an allen Abschnitten der Frontalzone genau gleich gro sind. Dadurch ergeben sich unterschiedliche Windgeschwindigkeiten innerhalb der Jetstreams der Westwinddrift. Durch diese Unregelm癌igkeiten im Temperatur- und Druckgeflle (Gradient) zwischen den verschiedenen Streckenabschnitten 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. Das fhrt ab einer kritischen Strmungsgeschwindigkeit dazu, da die Jetstreams zu mandrieren beginnen, wie z.B. ein Flulauf (Rossby-Wellen). Diese bilden Hochkeile (Rcken, also Wellenberge mit Warmluft) und Hhentrge (Wellentler mit Kaltluft). Der Jetstream kann sich dabei auch in mehrere 훥te aufspalten und ist deswegen auch hinsichtlich seiner Lage, Form und Intensitt stndigen Vernderungen unterworfen. Physikalisch kann die Entstehung der Rossby-Wellen durch die (notwendige) Drehimpulserhaltung in Luftstrmungen erklrt werden. Dabei sind je nach Breitengrad unterschiedlich die Gr秤e der Coriolisbeschleunigung und die sog. relative Vorticity die entscheidenden Einflussgr秤en.

Daneben bewirken aber auch Aufbau und Struktur der Erdoberflche (Gebirgsketten, Land-Meer-Verteilung) ein gehuftes Auftreten der Trge und Rcken in bestimmten Bereichen der Erde. Bei sehr starkem Mandrieren der Jetstreams werden einzelne Wellen abgeschnrt (Cut-off-Effekt) und entwickeln sich zu Tief- bzw. Hochdruckgebieten. Rossby-Wellen sind also die mehr oder weniger stark ausgeprgten Mander der auertropischen Hhenwestwindzone mit den zugehrigen Trgen und Rcken.

Anschaulich zeigt den Cut-Off-Effekt diese Animation.

Vorticity

(auch als Wirbelstrke oder Wirbelhaftigkeit bezeichnet) ist ein Ma fr die lokale Scherung in einer Strmung und damit eine zentrale Gr秤e der Strmungsmechanik. Meteorologen verstehen darunter den Betrag der Wirbelgr秤e um die vertikale Achse in einem Strmungsfeld. Wenn z.B. auf der Rckseite eines Tiefs ein Teil der Luftstrmung schneller vorankommt als ein benachbarter, fhrt dies zu entsprechenden Verwirbelungen. Die Wirbelstrke als Ma zeigt das Potential fr die Geburt und den Zerfall von Hoch- und Tiefdruckgebieten.

Man unterscheidet unterschiedliche Formen von Vorticity, z.B. die relative Vorticity (bezieht sich auf die Bewegung relativ zur Erdoberflche) und die absolute Vorticity (Summe aus relativer Vorticity und planetarer Vorticity).
Die SI-Einheit der Vorticity ist 1/s.

Eine eingehende Erluterung des Begriffs der Vorticity gibt es hier.

Auswirkungen auf das Wetter

Entscheidend fr unser Wetter sind die Anzahl und die Lage der Warm- und Kaltluftvorst秤e im Bereich der Polarfront (Rossby-Wellen). Die Rossby-Wellen (mit einer durchschnittlichen Wellenzahl von 5 bis 7) steuern also die Hoch- und Tiefdrucksysteme in unseren mittleren Breiten und sind somit fr den Austausch von Wrme zwischen hohen und niedrigen Breiten verantwortlich. Dabei verlagern sich die Wellen in den mittleren Breiten immer langsamer als die durchschnittliche westliche Grundstrmung. Die Verlagerungsgeschwindigkeit ist dabei von der Wellenlnge und der Vernderung der Corioliskraft (Rechtsablenkung der Luftstrmung auf der Nordhalbkugel durch die Erdrotation) mit dem Breitengrad abhngig.

Die Bedeutung der Zahl der Wellen hat seinen Grund in der Strmungslehre: Je krzer die Wellenlnge in einer Strmung ist, wenn also viele Trge und Keile gebildet werden, desto schneller verlagern sie sich nach Osten. Eine hohe Wellenzahl bringt also z.B. fr Deutschland ein ziemlich wechselhaftes Wetter: In rascher Folge wird es milder und wieder khler. Andererseits bewegen sich bei einer niedrigen Wellenzahl die Trge und Keile entweder gar nicht, werden also stationr (typisch fr blockierende Wetterlagen), oder bewegen sogar in Richtung Westen zurck, werden also retrograd. Dann kommt es darauf an, ob man sich im Bereich eines Hochdruckkeils befindet, in dem dauerhaft mildes Wetter zu erwarten ist, oder in einem Trog, der eine lngere khle Phase beschert. Durch langfristige Beobachtungen ist bekannt, da in unseren Breiten (~45캮) fr stationre oder retrograde Wellen die Wellenanzahl meist kleiner als 5, zumeist 3 bis 4, sein mu.

Wie schon erwhnt, nimmt der Luftdruck in warmer Luft mit der Hhe sehr viel langsamer ab als in kalter Luft. Somit kann man diese Warmluftvorst秤e, genannt Keile, und Kaltluftvorst秤e, genannt Trge, graphisch darstellen. Auf den Karten rechts stellen die Farben die Hhe dar, in der ein Luftdruck von 500 hPa herrscht.

Auf der Karte rechts oben sind Trge ber Nordamerika zu erkennen, wo Kaltluft sdwrts vorst秤t. Dafr bildet sich ber dem Ostatlantik ein nordwrts gerichteter Warmluftkeil. Mitteleuropa liegt bereits wieder im nchsten Trog und ein weiterer markanter Kaltlufttrog liegt ber dem Nordpazifik.

Lage und Anzahl dieser Wellen geben nun Auskunft ber die langfristige Entwicklung des Wetters. Die Abbildung rechts unten zeigt das aus mehreren Berechnungen Mittel fr die Hhe der 500 hPa-Flche mit 3 - 4  Rossby-Wellen. Fr die rechts dargestellte Wetterlage folgt aus der Lage der Kaltlufttrge und Hochdruckkeile, da weiterhin kalte Luft ber Kanada und Neufundland nach Sden vorst秤t. Warme Luft kommt so in Richtung Grnland und Island voran. Mitteleuropa liegt deswegen dauerhaft in einem Trog, also in kalter Luft, so da die winterliche Witterung mit wiederkehrenden Schneefllen erhalten bleibt.

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.

Rossby-Wellen; Hhe der 500 hPa-Flche

 

 

Rossby-Wellen; Ensemble-Mittel der 500 hPa-Flche

Der milde Winter 2013/14 und erneut der milde Herbst 2014 sind das Ergebnis einer derartigen stationren oder sogar retrograden Konstellation der Rossby-Wellen, die bei einer Wellenzahl von 3 bis 5 quasi stationr werden. Ausgeprgte stationre Hochdruckgebiete ber Osteuropa sowie sich gleichzeitig ber dem Ostatlantik drehende, grorumige und hochreichende Tiefdruckwirbel sorgten fast durchgngig fr eine sdliche bis sdwestliche Strmung ber Mitteleuropa. Zugleich herrschten in ganz Mitteleuropa weitgehend gleiche Luftdruckverhltnisse vor. Abgesehen von einzelnen schwachen Tiefauslufern, die Deutschland von Westen nach Osten berquerten, dominierte berwiegend ruhiges, aber vor allem im Herbst meist auch neblig-trbes und graues Wetter. Whrend in unseren Regionen mildes sptherbstliches Wetter vorherrschte, muten z.B. die Menschen in Nordamerika im schon im Herbst, aber erst recht im Winter 2013/14 mit teils eisigen Temperaturen und Schneefall kmpfen, weil dort kalte Polarluft zum 훢uator strmte. Mitteleuropa lag dagegen zur gleichen Zeit in dem Bereich, wo warme subtropische Luft ber dem westlichen Mittelmeerraum nach Norden gefhrt wurde. Eine solche Wetterlage neigt aber zugleich oftmals zur Ausbildung einer sog. Vb-Lage (Genuatief) mit ergiebigen Regen- und Schneefllen an den Sdalpen bzw. Norditalien sowie Regenfllen im brigen Italien.  

 

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