Rossby-Wellen

 

 

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Rossby-Wellen

Rossby-Wellen, auch als planetarische Wellen bezeichnet, sind großräumige Wellenbewegungen in der Atmosphäre. Im Gesamtbild der planetarischen Zirkulation der Luftmassen der Erdatmosphäre sind sie als mäandrierender 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 Ausprägung auch auf der Südhalbkugel der Erde zu erkennen. Sie markieren damit den Verlauf der Polarfront. Normalerweise gibt es zeitgleich 3 - 5 dieser Wellen auf jeder Hemisphäre. Die Wellenlänge beträgt daher jeweils mehrere 1.000 km.

Für das Wetter bei uns in Mitteleuropa ist die Lage dieser Wellen von entscheidender Bedeutung. Jeder weiß, daß nicht jeder Sommer schön, warm und beständig ist. Auch wechselhafte, regnerische Zeiten gehören zum alljährlichen Sommerbild. Das rührt daher, daß wir mal südlich, mal nördlich des mäandrierenden Jetstreams liegen und deshalb zeitweise warme, trockene Witterung, dann wieder kühles und nasses Wetter erleben.

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

Das Naturphänomen ist nach dem schwedisch-amerikanischen Meteorologen Carl-Gustaf Rossby benannt, der als Erster erkannte und erklärte, daß in der freien Atmosphäre parallele Strömungen ab einer gewissen Geschwindigkeit Wellen bilden.

Rossby-Wellen

Ursachen

Die grundlegenden Ursachen der atmospärischen Luftströmungen sind im Kapitel Zirkulation ausgeführt. Das engere Geschehen im Bereich der Pole ist im Kapitel Polarzelle dargestellt.

Hervorzuheben ist, daß der wesentliche Antrieb aller wetterbedingten Vorgänge in der Atmosphäre ihren Grund in der Sonneneinstrahlung hat. Diese ist aber meridional unterschiedlich stark ausgeprägt ist, weshalb große Temperaturunterschiede zwischen Äquator und den Polregionen auftreten. Während am Äquator die Sonne das Jahr über nahezu senkrecht einstrahlt, erreicht die Polregionen durch den flachem Einfallswinkel nur wenig wärmende Sonnenenergie. Im Winterhalbjahr bleibt es in diesen nördlichen bzw. südlichen Regionen teilweise sogar vollständig dunkel, d.h. die Sonne geht dort in dieser Zeit gar nicht mehr auf. Dies wird in den Kapiteln Planet Erde und Strahlungshaushalt näher erläutert.

Weil die Atmosphäre jedoch stets einen Temperaturausgleich anstrebt, strömt die warme Luft aus den äquatorialen Gebieten nach Norden bzw. Süden. In den mittleren und nördlichen bzw. südlichen Breiten wird der Wärmeaustausch 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 Süden trennt. Über die Entstehung der Tiefdruckgebiete steht mehr im Kapitel Druckgebiete.

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

Im Kapitel Zirkulation ist auch ausgeführt, daß es auf jeder Halbkugel zwei Zirkulationssysteme gibt, welche die Luft austauschen, das eine zwischen Äquator 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 Äquator zu den Polen noch die polare Kaltluft zum Äquator. Für 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 Äquator strömen. 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 Äquator wesentlich höher in die Atmosphäre als  an den Polen (siehe Abbildung rechts, unten).

Polarzelle

 

 

Zirkulationsmodell

Die warme Luft "fließt" 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 Höhenunterschied zwischen den beiden Kreisläufen wird dafür größer. Also "fließt" die Luft immer schneller in Richtung der Pole, so daß auch der Westwind kräftiger 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 Temperaturgefälle (ca. 3 - 10 K pro 1.000 km) gekennzeichnet. Unter Einwirkung der Coriolis-Kraft führt dies zur Ausbildung eines kräftigen, westwärts gerichteten thermischen Windes (Zone der Westwinddrift). Was nun passiert kann man in jedem Bach beobachten: Wenn Wasser schnell fließt, bilden sich leicht Verwirbelungen und Strudel. Das gilt erst recht, wenn sich im Wasser ein Stein oder ein anderes Hindernis befindet. Dann entstehen in Fließrichtung dahinter quasi ortsfeste Wirbel. Ebenso verhält es sich mit dem Wind. Luft ist nämlich dem Wasser in seinem Strömungsverhalten sehr ähnlich.

Auch in diesem Westwind entstehen also Verwirbelungen und Strudel. Sucht man entsprechende Hindernisse in dieser Westwindströmung, finden sich zwei geographischen Gegebenheiten, die für unser Wetter relevant sind: die Rocky Mountains und die Spitze von Grönland. Der Westwind kann um die Gebirge nicht herum, sondern muß drüber hinweg wehen. Dadurch erhöht sich seine Geschwindigkeit und die Wirbel entstehen. Diese gehen mal in Richtung der Pole mal in Richtung Äquator 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 zufällig entstehen, ist in einigen Regionen doch einer Häufung zu beobachten. Weht der Westwind an der Spitze von Grönland vorbei, bildet sich dort regelmäßig ein besonderer, quasi stationär entstehender Wirbel, das Islandtief.

Die Luftmassengrenze zwischen der kalten Polarluft und der warmen Luft aus den Subtropen ist oft wellenförmig 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 großen Temperaturunterschiedes zwischen diesen beiden Luftmassen und des damit einhergehenden mit zunehmender Höhe immer größer werdenden Luftdruckgefälles (Warmluft hat eine größere vertikale Ausdehnung als Kaltluft, so daß in einer Luftsäule mit zunehmender Höhe der Luftdruck dementsprechend langsamer zurückgeht, d.h. in warmer Luft ist bei gleicher Höhe der Luftdruck größer; siehe Kapitel Luftdruck) entsteht ein starker Höhenwind (Jetstream), der jedoch wegen der Erdrotation (Corioliskraft) nicht polwärts 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 mäandrierender (wellender) Verlauf des Polarfrontjetstreams (schmales, bandartiges Starkwindfeld in der oberen Troposphäre bzw. unteren Stratosphäre entlang der Luftmassengrenze zwischen der kalten Polarluft und der warmen Subtropenluft auf der Nord- und auch auf der Südhalbkugel der Erde zu erkennen.

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

Entstehung der Rossby-Wellen

Solche Störungen können sich also allein schon daraus entwickeln, daß die an der Frontalzone auftretenden Temperatur- und Druckgegensätze nicht über die gesamte Länge und an allen Abschnitten der Frontalzone genau gleich groß sind. Dadurch ergeben sich unterschiedliche Windgeschwindigkeiten innerhalb der Jetstreams der Westwinddrift. Durch diese Unregelmäßigkeiten im Temperatur- und Druckgefälle (Gradient) zwischen den verschiedenen Streckenabschnitten des Jetstreams oder Impulse, z.B durch die Land-Meer-Temperaturgegensätze 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 führt ab einer kritischen Strömungsgeschwindigkeit dazu, daß die Jetstreams zu mäandrieren beginnen, wie z.B. ein Flußlauf (Rossby-Wellen). Diese bilden Hochkeile (Rücken, also Wellenberge mit Warmluft) und Höhentröge (Wellentäler mit Kaltluft). Der Jetstream kann sich dabei auch in mehrere Äste aufspalten und ist deswegen auch hinsichtlich seiner Lage, Form und Intensität ständigen Veränderungen unterworfen. Physikalisch kann die Entstehung der Rossby-Wellen durch die (notwendige) Drehimpulserhaltung in Luftströmungen erklärt werden. Dabei sind – je nach Breitengrad unterschiedlich – die Größe der Coriolisbeschleunigung und die sog. relative Vorticity die entscheidenden Einflussgrößen.

Daneben bewirken aber auch Aufbau und Struktur der Erdoberfläche (Gebirgsketten, Land-Meer-Verteilung) ein gehäuftes Auftreten der Tröge und Rücken in bestimmten Bereichen der Erde. Bei sehr starkem Mäandrieren der Jetstreams werden einzelne Wellen abgeschnürt (Cut-off-Effekt) und entwickeln sich zu Tief- bzw. Hochdruckgebieten. Rossby-Wellen sind also die mehr oder weniger stark ausgeprägten Mäander der außertropischen Höhenwestwindzone mit den zugehörigen Trögen und Rücken.

Anschaulich zeigt den Cut-Off-Effekt diese Animation.

Vorticity

(auch als Wirbelstärke oder Wirbelhaftigkeit bezeichnet) ist ein Maß für die lokale Scherung in einer Strömung und damit eine zentrale Größe der Strömungsmechanik. Meteorologen verstehen darunter den Betrag der Wirbelgröße um die vertikale Achse in einem Strömungsfeld. Wenn z.B. auf der Rückseite eines Tiefs ein Teil der Luftströmung schneller vorankommt als ein benachbarter, führt dies zu entsprechenden Verwirbelungen. Die Wirbelstärke als Maß zeigt das Potential für 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 Erdoberfläche) und die absolute Vorticity (Summe aus relativer Vorticity und planetarer Vorticity).
Die SI-Einheit der Vorticity ist 1/s.

Eine eingehende Erläuterung des Begriffs der Vorticity gibt es hier.

Auswirkungen auf das Wetter

Entscheidend für unser Wetter sind die Anzahl und die Lage der Warm- und Kaltluftvorstöße 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 für den Austausch von Wärme zwischen hohen und niedrigen Breiten verantwortlich. Dabei verlagern sich die Wellen in den mittleren Breiten immer langsamer als die durchschnittliche westliche Grundströmung. Die Verlagerungsgeschwindigkeit ist dabei von der Wellenlänge und der Veränderung der Corioliskraft (Rechtsablenkung der Luftströmung auf der Nordhalbkugel durch die Erdrotation) mit dem Breitengrad abhängig.

Die Bedeutung der Zahl der Wellen hat seinen Grund in der Strömungslehre: Je kürzer die Wellenlänge in einer Strömung ist, wenn also viele Tröge und Keile gebildet werden, desto schneller verlagern sie sich nach Osten. Eine hohe Wellenzahl bringt also z.B. für Deutschland ein ziemlich wechselhaftes Wetter: In rascher Folge wird es milder und wieder kühler. Andererseits bewegen sich bei einer niedrigen Wellenzahl die Tröge und Keile entweder gar nicht, werden also stationär (typisch für blockierende Wetterlagen), oder bewegen sogar in Richtung Westen zurück, 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 längere kühle Phase beschert. Durch langfristige Beobachtungen ist bekannt, daß in unseren Breiten (~45°N) für stationäre oder retrograde Wellen die Wellenanzahl meist kleiner als 5, zumeist 3 bis 4, sein muß.

Wie schon erwähnt, nimmt der Luftdruck in warmer Luft mit der Höhe sehr viel langsamer ab als in kalter Luft. Somit kann man diese Warmluftvorstöße, genannt Keile, und Kaltluftvorstöße, genannt Tröge, graphisch darstellen. Auf den Karten rechts stellen die Farben die Höhe dar, in der ein Luftdruck von 500 hPa herrscht.

Auf der Karte rechts oben sind Tröge über Nordamerika zu erkennen, wo Kaltluft südwärts vorstößt. Dafür bildet sich über dem Ostatlantik ein nordwärts gerichteter Warmluftkeil. Mitteleuropa liegt bereits wieder im nächsten Trog und ein weiterer markanter Kaltlufttrog liegt über dem Nordpazifik.

Lage und Anzahl dieser Wellen geben nun Auskunft über die langfristige Entwicklung des Wetters. Die Abbildung rechts unten zeigt das aus mehreren Berechnungen Mittel für die Höhe der 500 hPa-Fläche mit 3 - 4  Rossby-Wellen. Für die rechts dargestellte Wetterlage folgt aus der Lage der Kaltlufttröge und Hochdruckkeile, daß weiterhin kalte Luft über Kanada und Neufundland nach Süden vorstößt. Warme Luft kommt so in Richtung Grönland und Island voran. Mitteleuropa liegt deswegen dauerhaft in einem Trog, also in kalter Luft, so daß die winterliche Witterung mit wiederkehrenden Schneefällen erhalten bleibt.

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

Rossby-Wellen; Höhe der 500 hPa-Fläche

 

 

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

Der milde Winter 2013/14 und erneut der milde Herbst 2014 sind das Ergebnis einer derartigen stationären oder sogar retrograden Konstellation der Rossby-Wellen, die bei einer Wellenzahl von 3 bis 5 quasi stationär werden. Ausgeprägte stationäre Hochdruckgebiete über Osteuropa sowie sich gleichzeitig über dem Ostatlantik drehende, großräumige und hochreichende Tiefdruckwirbel sorgten fast durchgängig für eine südliche bis südwestliche Strömung über Mitteleuropa. Zugleich herrschten in ganz Mitteleuropa weitgehend gleiche Luftdruckverhältnisse vor. Abgesehen von einzelnen schwachen Tiefausläufern, die Deutschland von Westen nach Osten überquerten, dominierte überwiegend ruhiges, aber vor allem im Herbst meist auch neblig-trübes und graues Wetter. Während in unseren Regionen mildes spätherbstliches Wetter vorherrschte, mußten z.B. die Menschen in Nordamerika im schon im Herbst, aber erst recht im Winter 2013/14 mit teils eisigen Temperaturen und Schneefall kämpfen, weil dort kalte Polarluft zum Äquator strömte. Mitteleuropa lag dagegen zur gleichen Zeit in dem Bereich, wo warme subtropische Luft über dem westlichen Mittelmeerraum nach Norden geführt wurde. Eine solche Wetterlage neigt aber zugleich oftmals zur Ausbildung einer sog. Vb-Lage (Genuatief) mit ergiebigen Regen- und Schneefällen an den Südalpen bzw. Norditalien sowie Regenfällen im übrigen Italien.  

 

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