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Tiefdruckgebiet(Zyklone)

Zyklone

Wie oft ist in der Wettervorhersage zu sehen und zu hren, da sich mal wieder ein "Tief" auf uns zu bewegt und uns somit die schnen Sonnentage verdirbt? Htte sich das "Hoch" nicht doch noch einige Tage lnger halten knnen, wenigstens noch ber das Wochenende? Ein Tiefdruckgebiet verbinden die meisten von uns mit regnerischem und windigem Wetter. In Mitteleuropa ziehen die meisten Tiefdruckgebiete vom Atlantik zu uns her.

Es gibt auch kaum eine einigermaen aussagekrftige Wetterkarte, in der nicht die mageblichen Hoch- und Tiefdruckgebiete dargestellt wren. Das erstaunt nicht, da Hoch- und Tiefdruckgebiete fr unser Wettergeschehen die wichtigsten Faktoren sind. Stellt man sich die Druckgebiete als eine Luftdrucklandschaft vor, wo die Luftdruckwerte einer bestimmten Hhe zugeordnet sind, so sind die Hochs die Berge, die Tiefs die Tler dieser Landschaft. Die Gipfel dieser Berge sind dann die Hochdruckzentren. Dies wird im Kapitel Wetterkarten eingehend ausgefhrt.

Die Grundlagen zu den hier besprochenen Vorgngen sind im Kapitel Druckgebiete dargestellt. Weitere Einzelheiten zum Verstndnis der Druckgebiete werden in den Kapiteln Luftmassen und Zirkulation erlutert; die grundlegenden Bedingungen zur Entstehung von Hoch- und Tiefdruckgebieten sind im Kapitel Polarfront nher dargestellt.

 

Was ist ein Tiefdruckgebiet?

Wetterkarte

  • Ein Tiefdruckgebiet (kurz "Tief" oder auch Strung genannt) ist ein Bereich der Erdatmosphre, der gegenber dessen grorumiger Umgebung einen niedrigeren Luftdruck aufweist. Ihm steht begrifflich das Hochdruckgebiet gegenber. Ein Tiefdruckgebiet setzt definitionsgem癌 voraus, da ein Zentrum ausgemacht werden kann, von dem aus gesehen der Luftdruck horizontal in jede Richtung zunimmt. Im anderen Fall handelt es sich um einen Trog.
  •  
  • Man unterscheidet
  • thermische Tiefdruckgebiete und
  • dynamische Tiefdruckgebiete (Zyklone).

Thermisches Tiefdruckgebiet

Ein thermisches Tiefdruckgebiet entsteht durch Unterschiede in der Luftdichte, welche durch Erwrmung (Sonneneinstrahlung) oder durch Abkhlung hervorgerufen werden.
Je nach betroffener Luftschicht wird unterschieden zwischen

  • Bodentief und
  • Hhentief.

Ein Bodentief entsteht, wenn die Dichte der Luft in Bodennhe durch Erwrmung (Sonneneinstrahlung) abnimmt. Die erwrmte Luft lst sich durch Hebung vom Boden und steigt auf (Thermik). Das fhrt zu einem Druckabfall in Bodennhe, whrend in hher gelegenen Luftschichten der Luftdruck durch die aufsteigende Warmluft dagegen ansteigt (Hhenhoch). Der Druckabfall in Bodennhe fhrt zu einem grorumigen Zustrmen von Luft aus der Umgebung (Wind).

Ein Hhentief ist ein Tief in hheren atmosphrischen Schichten, das mit Kaltluft angefllt ist. Es entsteht durch kalte Luft, die aus groer Hhe absinkt, was den Luftdruck in den hheren Schichten der Atmosphre vermindert und am Boden erhht. Hhentiefs liegen regelm癌ig in mehreren Kilometern Hhe (meist in 5 km Hhe) und zeichnen sich durch ihre im Vergleich zur Umgebung niedrigeren Temperaturen aus. Daraus lassen sich Rckschlsse auf das Alter des Tiefs ziehen. Hufig hinterl癌t ein Hhentief im Bodenniveau nur relativ geringe oder gar keine "Spuren", so da Hhentiefs in der Regel nur auf den Hhenwetterkarten zu erkennen sind. Dennoch knnen sie auch ohne das Vorhandensein von sichtbaren Bodenfronten markante Wettererscheinungen hervorrufen. Hhentiefs sind meistens sehr wetterwirksam. Sie knnen sich manchmal zudem als ausgesprochen zh erweisen und mehrere Tage lang an Ort und Stelle verharren. Besonders im Herbst knnen Hhentiefs in Form von Cut-Off-Tiefs oder Kaltlufttropfen aus Hhentrgen die Wetteraktivitt im Mittelmeerraum stark beeinflussen, weil das noch sehr warme Wasser des Mittelmeeres die untersten Luftmassen erwrmt und mit Feuchtigkeit anreichert. Da der Temperaturunterschied zwischen den unteren und oberen Luftschichten dann bereits sehr gro ist, bilden sich hochreichende Regen- und Gewitterwolken. Hhentiefs dann dort auch oft zu abnormen Niederschlgen. Auf der Hhenwetterkarte (z.B. 500 hPa-Topographie) ist ein Hhentief durch einige geschlossene Isobaren leicht zu erkennen. Im Satellitenbild ist ein Hhentief durch kompakte oder spiralfrmige Wolkenformationen gekennzeichnet.

Dynamisches Tiefdruckgebiet

Ein dynamisches Tiefdruckgebiet, meteorologisch Zyklone, (siehe Schema-Abbildung ganz oben), liegt vor, wenn die Luftstrmung in tiefen Schichten der Atmosphre zusammenfliet (konvergiert) und in der Hhe wieder auseinanderstrmt (divergiert) und dabei an Geschwindigkeit verliert. Die Luft im Zentrum eines Tiefs wird gehoben, wodurch ein Luftmassendefizit am Boden, also ein Druckabfall oder auch Tiefdruck entsteht. Bei einem Tiefdruckgebiet strmt die Luft aufgrund des Druckgeflles nach innen. Diese Strmung wird auf der Nordhalbkugel durch die Corioliskraft nach rechts abgelenkt und es ergibt sich eine gegen den Uhrzeigersinn gerichtete Rotation der Luftmassen.

Die meteorologische Bezeichnung des Tiefdruckgebiets als Zyklone darf nicht mit der Bezeichnung Zyklon fr einen tropischen Wirbelsturm des Indischen Ozeans verwechselt werden.

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Ein Tiefdruckgebiet, gehrt mit einem Durchmesser von bis zu 2.000 km und einer zeitlichen Dauer von bis zu einer Woche neben der planetarischen Zirkulation zu den gr秤ten Wettererscheinungen der Erde. Als Tiefdruckgebiet (kurz Tief) bezeichnet man ein Gebiet, in dem ein niedrigerer Luftdruck herrscht als in dessen grorumiger Umgebung. Es ist also ein Gebiet relativ niedrigen Luftdrucks.

Der mittlere Luftdruck unserer Atmosphre liegt bei 1013 hPa (Hektopascal). Die Einzelheiten zu den physikalischen Einheiten des Luftdrucks stehen im Kapitel Luftdruck. Druckgebiete werden aber nicht nach einem absoluten Wert auf dem Barometer bestimmt. Darum herrscht z.B. bei weniger als 1013 hPa eben nicht stets eine Tiefdruckwetterlage. Vielmehr bestimmt sich die Eigenschaft eines Druckgebiets aus dem Verhltnis zu seiner Umgebung. Auf der Wetterkarte ist ein Tiefdruckgebiet daher daran zu erkennen, da es gegenber seiner Umgebung niedrigere Luftdruckwerte aufweist. Die Isobaren liegen meist kreisfrmig oder oval mit teils geringen, teils gr秤eren Abstnden zueinander um das Zentrum des Tiefs, dem Tiefdruckkern, das den niedersten Druck des gesamten Druckgebiets aufweist. Das Zentrum des Tiefs wird in den Wetterkarten fr den deutschsprachigen Raum mit dem Buchstaben "T" gekennzeichnet.

Distanz der Isobaren
in Seemeilen 

Distanz der Isobaren
in km

zu erwartende Windstrke
in Beaufort

100 

185,2   

7 - 8

200 

316,4   

5

300 

555,6  

In Mitteleuropa liegt der Kerndruck eines Tiefs blicherweise bei 990 - 1.000 hPa und in Orkantiefs bei 950 - 970 hPa. Im Extremfall eines Hurrikans wurden in Amerika sogar Werte bis zu 870 hPa gemessen. Um das Zentrum eines Tiefdruckgebiets herum zeigen die Linien gleichen Luftdrucks (Isobaren), wie der Druck nach auen hin stetig zunimmt (siehe Abbildung links oben). Je enger diese Isobaren beieinander liegen, um so strker ist der dort herrschende Wind. Bei einem Druckgeflle von 5 hPa ist gem癌 der Tabelle rechts fr die entsprechenden Distanzen mit den dort genannten Windgeschwindigkeiten zu rechnen:

Ein Tiefdruckgebiet entsteht zumeist durch grorumig aufsteigende Luftbewegungen in der unteren Atmosphre, was zu einem Luftdruckabfall ber dem betreffenden Bereich der Erdoberflche fhrt. Beim Aufsteigen khlt die Luft ab, wobei die relative Luftfeuchte ansteigt. Daher kommt es zur Wolken- und Niederschlagsbildung. Dabei khlt sich die Luft adiabatisch ab, d.h. um ziemlich genau 1 캜 pro 100 m Hhendifferenz. Da die khlere Luft weniger Wasserdampf aufnehmen kann, bilden sich bei Erreichen des Kondensationsniveaus Wolken. Die Aufwrtsbewegung der Luft innerhalb des Tiefs fhrt zu einer Abkhlung der Luft sowie zu einer Erhhung der relative Luftfeuchte, so da sich Wolken bilden knnen. Hintergrund ist der Umstand, da aufsteigende Luft durch den nach oben abnehmenden Luftdruck expandiert und sich dabei abkhlt (siehe Adiabasie). Kalte Luft kann weniger Wasserdampf aufnehmen (siehe Luftfeuchte), weshalb sich Wolken bilden knnen.

Ein Tiefdruckgebiet ist insoweit der genaue Umkehrfall des Hochdruckgebietes. Beide Druckgebiete hngen unmittelbar zusammen und gestalten gemeinsam unser Wetter. Ein Hochdruckgebiet entsteht, indem grorumige Luftmassen in der Atmosphre absinken, weshalb dort der Luftdruck steigt und Wolken sich auflsen. Weitere Einzelheiten dazu stehen im Kapitel Hochdruckgebiet.

Die Luftmassen bewegen sich mit zyklonalem Drehsinn, d.h. auf der Nordhalbkugel entgegen dem Uhrzeigersinn, auf der Sdhalbkugel umgekehrt, um ein Tiefdruckgebiet und seine Auslufer herum. Ein solcher Auslufer eines Tiefdruckgebietes wird auch als "Tiefdrucktrog" (zyklonale Ausbuchtung der Isobaren) bezeichnet. Die Verbindung zwischen zwei Tiefs wird "Tiefdruckrinne" genannt. Derartige Tiefauslufer sind hufig durch Fronten gekennzeichnet.

Die Lebensdauer einer Zyklone betrgt 3 10 Tage. Horizontal erstreckt sie sich ber eine Distanz von bis zu 2.000 km. Die Zuggeschwindigkeit des ganzen Tiefdrucksystems liegt bei 50 60 km/h oder 1.200 km pro Tag. Die Zugrichtung ist generell ostwrts gerichtet.

 

Vorderseite und Rckseite

Aufgrund der in den mittleren Breiten und damit auch bei uns in Mitteleuropa vorherrschenden westlichen Winde bewegen sich Tiefdruckgebiete von Westen nach Osten. Daher bezeichnet man die somit an einem bestimmten Ort in der Regel frher eintreffende Ostseite des Tiefs auch als Vorderseite, die Westseite als Rckseite.

 

Luftstrmungen

Luftstrmung im Tief

In einem offenen System wie der Erdatmosphre knnen ungleiche Druckverhltnisse nicht dauerhaft bestehen. Zur Bewerkstelligung des Druckausgleichs strmt Luft aus den Bereichen hheren Drucks in Bodennhe und in Folge der Bodenreibung spiralfrmig von auen in die Bereiche tieferen Drucks hinein  sie konvergiert. Wegen der Corioliskraft strmt die Luft aber nicht direkt von innen nach auen, sondern unter einem Winkel von 10 - 20.

Da auf diese Weise Luft in das Tief hineinstrmt, mu andererseits wieder Luft entweichen. Dies geschieht in der Hhe, wo es infolgedessen zu einer Luftmassendivergenz kommt. In einem Tiefdruckgebiet strmen also die Luftmassen in der vertikalen Luftsule nach oben, wogegen es im Hoch zu einer Abwrtsbewegung der Luftmassen kommt. Diese Aufwrtsbewegung und die damit verbundene Abkhlung der Luftmassen ist typisch fr Tiefdruckgebiete.

 

Die Einwirkung der Corioliskraft fhrt auerdem dazu, da die Luft auf der Nordhalbkugel im Uhrzeigersinn und auf der Sdhalbkugel entgegengesetzt zum Uhrzeigersinn aus dem Hoch strmt. Folglich strmt die Luft, wie bei ineinander greifenden Zahnrdern, auf der Nordhalbkugel der Erde gegen den Uhrzeigersinn in das Tief hinein, weshalb sich hier die Tiefdruckgebiete also zyklonal, d.h. gegen den Uhrzeigersinn drehen ("Rechte-Hand-Regel", s. Abbildung rechts). Auf der Sdhalbkugel drehen sie sich folglich im Uhrzeigersinn. Die Luftmassen bewegen sich also mit zyklonalem Drehsinn um ein Tiefdruckgebiet und seine Auslufer herum. Das Zustandekommen dieses Drehimpulses wird im Kapitel Polarfront erlutert.

Anstatt von allen Seiten radial auf das Tiefdruckgebiet zuzustrmen, rotiert die zustrmende Luft um eine vertikale Achse ins Tiefdruckgebiet hinein. Dies ist durch die Erdrotation bedingt (Corioliskraft). Auf der Nordhalbkugel der Erde wird eine sich fortbewegende Luftmasse durch den Corioliseffekt in Bewegungsrichtung nach rechts abgelenkt, daher rotieren zustrmenden Winde (aus dem Weltraum betrachtet) entgegen dem Uhrzeigersinn (siehe Bild) also im mathematisch positiven Drehsinn. Tiefdruckgebiete werden daher auch Zyklone genannt. Winde, die aus einem Hochdruckgebiet abstrmen, werden ebenfalls nach rechts abgelenkt. Sie rotieren daher im Uhrzeigersinn (Antizyklone). Der Corioliseffekt ist an den Polen stark ausgeprgt, zum 훢uator hin schwcht er sich ab. Auf der Sdhalbkugel wird eine Luftmassenbewegung generell nach links abgelenkt.

Auf globaler Skala verlaufen Hhenwinde aufgrund der Corioliskraft in etwa entgegengesetzt zu den Bodenwinden, denn im Rahmen der Planetarischen Zirkulation strmt warme Luft aus den Tropen in Richtung der Pole. Aufgrund der Corioliskraft wird sie dabei in stlicher Richtung abgelenkt, so dass in der Hhe starke westliche Winde (Jetstream) vorherrschen. Die am Boden zurckstrmende polare Kaltluft wird durch die Corioliskraft in westliche Richtung abgelenkt (polarer Ostwind).

Auf regionaler Skala bilden sich thermische Tiefdruckgebiete auch ber warmen Wasserflchen, ber denen feuchte warme Luft aufsteigt und sich dabei abkhlt. Es entstehen die mit heftigen Regenfllen einhergehenden tropischen Wirbelstrme, wobei man bei einer schwcheren Ausprgung von einem tropischen Tief spricht. Bei hoher Windgeschwindigkeit (ab Windstrke 12) knnen diese Strme schwere Verwstungen anrichten. Je nach Kontinent spricht man dann von Hurrikanen oder Taifunen.

Dynamische Tiefdruckgebiete sind unter anderem fr die polaren Ostwinde (Polarwirbel) und quatorialen Passatwinde (Innertropische Konvergenzzone) verantwortlich.

Rechte-Hand-Regel: Tief

 

Entstehung und Werdegang eines Tiefdruckgebiets

Die Entstehung eines Tiefdruckgebietes bzw. Zyklone (Zyklogenese) ist ein beraus komplexer Vorgang. Fr den Zweck dieser Darstellung und zum grundlegenden Verstndnis der dabei mageblichen Prozesse der Tiefentwicklung am Boden und in der Hhe gengt vorliegend jedoch eine vereinfachte Darstellung auf der Grundlage der sog. Polarfronttheorie, die von der norwegischen Meteorologenschule um V. Bjerknes {1862-1951) im Jahr 1922 entwickelt worden ist. Polarfront wird danach die frontale Grenze zwischen der Polarluft und der (sub)-tropischen Luft bezeichnet. Dabei kann die Genese eines auertropischen und eines tropischen Tiefs unterschieden werden. Die vllig anders ablaufende Entstehung tropischer Zyklonen (tropischer Wirbelsturm) fllt aber nicht unter den Begriff Zyklogenese.

Rossby-Wellen

Polarfront

Als Polarfront wird die Grenzflche zwischen den entgegengesetzt strmenden Luftmassen der polaren Kaltluft und der subtropischen Warmluft verstanden. Anders als die wetterwirksamen Fronten der Tiefdruckgebiete trennt die Polarfront 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 stark bestimmenden dynamischen Tiefdruckgebiete in den hheren Mittelbreiten .

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

Polarfront

 

Auertropisches Tief

Grundstzlich ist die Entstehung eines auertropischen Tiefs immer an das Vorhandensein unterschiedlicher Luftmassen gebunden. Tiefdruckgebiete bilden sich dann dort, wo kalte auf wrmere Luftmassen treffen. Die Grenze zwischen den warmen, subtropischen und den kalten polaren Luftmassen bildet die Polarfront oder auch Frontalzone. Mit ca. 500 - 600 Zyklogenesen im Jahr werden in den mittleren Bereiten die meisten Tiefdruckgebiete im Bereich der Polarfront generiert, wo es aufgrund der hier vorherrschenden Instabilitt (starker meridionaler Temperaturgradient) und der hieraus resultierenden vertikalen Windzunahme zu einem Druckfall am Boden kommt. Diese hochreichenden Tiefdruckgebiete werden auertropische oder dynamische Tiefs genannt. Diese halten das Temperaturgleichgewicht auf unserer Erde aufrecht, indem sie auf der Nordhalbkugel kalte Luft nach Sden und warme Luft nach Norden befrdern (s.a. Hhentrog).
Weitere Einzelheiten stehen im Kapitel Polarfront.

Diese Grenzlinie verluft in der Wirklichkeit aber nicht geradlinig, vielmehr bilden sich 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 grorumige Wellenbewegungen in der Atmosphre. Im Gesamtbild der planetarischen Zirkulation der Luftmassen der Erdatmosphre sind diese Wellen als mandrierender Verlauf des Polar-Jetstreams zu erkennen. Dabei kommt es zu Einbrchen der Kaltluft in die Warmluft. Weitere Einzelheiten hierzu werden im Kapitel Rossby-Wellen dargestellt.

Dort, wo diese beiden verschiedenen gearteten Luftmassen aufeinander treffen, befindet sich die Frontalzone oder Polarfront. Entlang dieser Luftmassengrenze entstehen die Tiefdruckgebiete (Zyklone), welche dann von Westen nach Osten ber Europa hinwegziehen. Dieser Proze der Zyklogenese ist im Kapitel Polarfront in den Grundzgen beschrieben. Auch wenn sich die Zyklone anschlieend weiterentwickelt und fortbewegt, bleibt sie an die Polarfront gebunden. Unser europisches Wetter wird deshalb von den sich sdwrts nach Westen bewegenden kalten, trockenen, polaren Luftmassen und der sich nordwrts nach Osten sich bewegenden warmen, feuchteren, subtropischen Luft bestimmt.

Bei ungestrtem Ablauf ergibt sich folgendes Schema einer Tiefdruckentwicklung:

An der Polarfront findet ein Kaltlufteinbruch in die sdlich davon lagernde Warmluft statt. Dies Warmluft, meist sutropisch-maritim geprgte kommt aus Sdwesten in Richtung des Kaltlufteinbruchs voran. Der Bereich, in dem sich die Warmluft befindet, heit Warmluftsektor. Die Vorderseite des Warmluftsektors heit Warmfront.

Polarfront   Zyklone Reifestadium

Die Warmluft wird von der vorrckenden Kaltluft zum Auffsteigen gezwungen. Die warme Luft ist feuchter und wrmer und deshalb leichter als kalte Luft. Westlich hinter dem Warmluftsektor kommt es zum Kaltlufteinbruch, die Kaltluft holt die Warmluft allmhlich ein und verkleinert den Warmluftsektor immer mehr. An der Vorderseite der kalten Luft befindet sich die Kaltfront, d.h. nach dem Warmluftsektor folgt die Kaltfront. Im Bereich des Tiefdruckkerns holt die Kaltluft die Warmfront schneller ein, da der Weg hier krzer ist. Wenn die Kaltfront die Warmfront einholt, kommt es zur Okklusion der beiden Fronten. Diese Verwirbelung der beiden Luftmassen, ausgehend vom Tiefdruckkern, gleicht einem Reiverschlu. Das Tief wird zu einem stationren Tief, bevor es sich auflst.

 

Zyklogenese

Der Proze der Zyklogenese fhrt nach der sog. Polarfronttheorie zu folgendem Schema ber den grundstzlichen Zusammenhang von Boden- und Hhendruckfeld, Bodenfronten, Luftmassen und Bewlkung bei der Entwicklung der Polarfrontzyklonen (Idealzyklone):

Entsteheung von Frontensystemen an  der Polarfront

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Zyklogenese (Polsicht)

Ausgangsstadium

Die meteorologische Erfahrungen hat gezeigt, da sich die Zyklonen der mittleren Breiten meist in einer Frontalzone bilden. Fr Europa ist das Entstehungsgebiet vor allem der Nordatlantik und die atlantische Polarfront als magebliche Frontalzone. Zyklonen werden aber auch an anderen wichtigen Frontalzonen gebildet, wie z.B. an der Arktikfront und der in nord-sdlicher Richtung verlaufenden Polarfront, die im Sptfrhling und Sommer oft zwischen der wrmeren Luft ber Ruland und der khleren Luft ber Westeuropa verluft.

Im Ausgangsstadium verluft in der Bodenwetterkarte die Polarfront, also die Grenze, an der warme, subtropische und kalte, polare Luftmassen zusammentreffen, in Bodennhe ungestrt und nahezu geradlinig. In unseren Breiten verluft die Polarfront meist von West nach Ost, kann aber je nach Entwicklung des Polar-Jetstreams und der Rossby-Wellen, auch von Sdwest nach Nordost oder von Sd nach Nord verlaufen. Sie verlagert sich dabei kaum. Die Polarfront ist in diesem Stadium durch ein schmales Wolkenband gekennzeichnet. Die Neigung der quasi stationren Front, welche die Kaltluft im Westen von der Warmluft im Osten trennt, entspricht den Temperatur- und Windverhltnissen beiderseits der Front.

Dieses Stadium zeigt die Abbildung rechts, 1. Reihe links, und darunter die Abbildung (A) .


Wellenstadium

In der ursprnglich quasi-stationren Front kann nun eine kleinere Strung stattfinden. Dies kann durch Verwirbelungen an der Grenze zwischen den subtropischen und polaren Luftmassen geschehen. So entstehen zunchst kleinrumige Strungen des vorher noch nahezu gradlinigen Verlaufs der Polarfront. Dabei kann entweder die Kaltluft oder auch die Warmluft in einem kleineren Teil der Front vordringen. Evtl. knnen sogar beide Luftmassen zusammenhngend vorstoen. Auch wenn die anfnglichen Vernderungen in den vorher ungestrten Verhltnissen sehr unbedeutend sein mgen, so stellen sie doch eine Strung des vorher herrschenden Gleichgewichtes dar.

Zyklogenese und Fronten

Dadurch kommt es in der Hhe zu Konvergenz und Divergenz im Strmungsverlauf. Im Konvergenzbereich steigt der Luftdruck, whrend er im Bereich der Divergenz zu sinken beginnt. Diese Druckgebilde setzen sich schlielich bis zum Erdboden durch. Beginnt also an einer Stelle der Polarfront der Luftdruck zu fallen, strmt bodennahe Warmluft in dieses Gebiet nach, was den Luftdruck auch wegen des damit verbundenen Aufstiegs dieser Luft weiter fallen l癌t. Das Ergebnis ist ein Luftdruckabfall im Gebiet vor der Strung, was dazu fhren kann, da die strende Strmung strker wird und sich die Verhltnisse so stetig weiter von der ursprnglichen Gleichgewichtslage entfernen.

Im Anfangsstadium entsteht also zunchst eine flache Welle, die Weilenstrung. Vor dem Wellenberg gewinnt die Warmluft an Boden, hinter ihm die Kaltluft. Wie bereits beschrieben, ist es das Charakteristikum des Tiefdruckgebietes, also der Zyklone, da sich darin Luft aufwrts bewegt. Ein sich selbst verstrkender Rckkopplungsproze setzt ein, der sich weiter ausdehnt und vertieft. Das Nachstrmen der Luft fhrt zur weiteren Deformation der Polarfront,so da sich eine Welle ausbildet. An der Vorderseite der Strung schiebt sich die warme Luft weiter ber die kalte Luft, whrend auf der Rckseite schlielich die kalte in die warme Luft einbricht, womit ein Tief mit Warmfront und Kaltfront entstanden ist.

Frontsymbole in Wetterkarten

Die Abbildung rechts zeigt das Strmungsbild dieses Prozesses in unterschiedlichen Hhen.

Strmungsbild in verschiedenen Hhen

Diese zwei nahe beieinanderliegende Teile der Front wirken also als Warm- bzw. Kaltfront und werden von den Wolkensystemen und Niederschlagsformen begleitet, die fr diese beiden Frontarten charakteristisch sind. Die Wellenstrung bewegt sich schlielich lngs der Front weiter in der Richtung der allgemeinen Strmung, also z.B. nach Osten. Die Strung bewegt sich fr gewhnlich etwas langsamer als die Geschwindigkeit der Strmung.

Unterschreiten die Wellenlngen der Strung eine gewisse kritische Grenze, ist die Wellenstrung dynamisch stabil und kann sich mit unvernderter Amplitude an der Front entlang bewegen. Sie fhrt dann in den Gebieten, ber die sie hinwegzieht, nur zu einer kurzzeitigen und kleinrumigen, hufig aber regional recht intensiven Wetterverschlechterung. Meistens ist die Wellenstrung aber so gro, da sie dynamisch instabil wird und an Intensitt und Umfang zunimmt. Schon in der einleitenden Phase entstand ein tieferer Luftdruck im Gebiet vor dem Wellenberg, wodurch der Verlauf der Isobaren und der Strmung um die Welle herum beeinflut worden ist.

Sinkt der Luftdruck weiter, entwickelt sich aus der Welle ein bodennahes Tief, das jetzt auch in einer Bodenwetterkarte als Tiefdruckgebiet durch geschlossene Isobaren zu erkennen ist. Zugleich setzt eine Rotation des Druckgebildes ein, die auf der Nordhalbkugel entgegen dem Uhrzeigersinn verluft. Durch die Zirkulation wird die warme und die kalte Luftmasse ineinander verwirbelt. Die kalte Luftmasse bewegt sich dabei zungenfrmig in Richtung der Position, an der vorher die warme war, und die warme Luftmasse bewegt sich zungenfrmig an die Position, an der vorher die kalte war - es sind eine Warm- und eine Kaltfront entstanden, in deren Punkt des Zusammentreffens das Zentrum des Wirbels liegt. Dieses Stadium der Zyklogenese zeigt die Abbildung Zyklogenese (Polsicht), 1. Reihe rechts und die Abbildung darunter oben rechts (B).

Im Satellitenbild ist das Wellenstadium des Tiefs durch einen ausgedehnten Schichtwolkenkomplex im Tiefzentrum und durch ein Wolkenband an der Warm- und an der Kaltfront mit entsprechender Verdickung des Wolkenbands oder einer Ausbuchtung gekennzeichnet.


Reifestadium

Whrend ihrer weiteren Entwicklung fllt der Luftdruck in den zentralen Teilen der Wellenstrung weiter, insbesondere unmittelbar vor der Kaltfront. Deren Wellenform tritt in der Front nun immer deutlicher hervor. Zugleich vertieft sich die Wellenstrung im Laufe ihrer Drift entlang der Front nach Osten. Aus der Welle entwickelt sich so in den zentralen Teilen der Wellenstrung ein Bodentiefdruckgebiet mit geschlossenen Isobaren (gestrichelte Linien) und zyklonaler Zirkulation der Strmung, das zunehmend gr秤er wird. Auf der Rckseite des Tiefs (Westseite) st秤t zungenfrmig die Kaltluft, auf der Vorderseite (Ostseite) die Warmluft vor. Aus der zuvor langgestreckten, quasistationren Polarfront entstehen im Strmungsbereich des Tiefs somit 2 Fronten, wobei hinter der 꼂armfront" die Warmluft und hinter der 껳altfront" die Kaltluft vorst秤t. In diesem Stadium weisen die Zyklonen daher einen ausgedehnten "Warmsektor", d.h. einen mit Warmluft gefllten Bereich zwischen der Kaltfront und der Warmfront auf. Kalt- und Warmfront sind durch ein Wolkenband, das Tiefzentrum durch einen ausgedehnten Schichtwolken gekennzeichnet. Die Kaltfront mit der sich vorschiebenden Kaltluft ist  an der Cumulusform der Bewlkung erkenntlich, whrend vor der Warmfront Schichtbewlkung vorherrscht.

Zyklone Reifestadium    Zyklone Reifestadium Schnittansicht   

Das Ergebnis sind bedeutende neue Zustnde der Warm- und Kaltfrontteile der Frontalzone. An der Vorderseite der Warmfront erweitert sich das Niederschlagsgebiet horizontal. Das Gebiet fallenden Luftdrucks ist jetzt auf den Bereich vor der Kaltfront beschrnkt, was teils von der Vertiefung der jungen Zyklone, teils von deren Bewegung verursacht wird. Diese Bewegung hngt wiederum von der allgemeinen Hhenstrmung ab. Im allgemeinen wird sie parallel zur bodennahen Strmung im Warmsektor verlaufen. Die Zugeschwindigkeit der Zyklone ist dabei etwas kleiner als die Windgeschwindigkeit im Warmsektor.

Bei der Weiterentwicklung des Tiefs wird der Warmsektor zunehmend eingeengt, verkleinert. Die Ursache dafr ist, da die Kaltfront rascher zieht als die Warmfront. Dieses liegt neben den strkeren Luftdrucktendenzen an der Kaltfront an der gr秤eren Stabilitt der Warmluft im Vergleich zur Kaltluft. Deshalb kann sich die instabilere Kaltluft gegenber der vorgelagerten Warmluft durchsetzen, wobei sie die Warmluft zum Aufsteigen zwingt. An beiden Grenzen, also vor der Kaltfront wie an der Warmfront weicht die Warmluft daher nach oben aus, sie steigt auf. Fr das Reifestadium ist daher von besonderer Bedeutung, da die Kaltfront eine hhere Geschwindigkeit hat als die Warmfront, d.h. der Warmluftsektor verkleinert sich, weil die Kaltfront allmhlich die Warmfront einholt - ein Vorgang, der als Okklusion bezeichnet wird.

Erstmals ist in diesem Stadium der Entwicklung auch ein Hhentiefzentrum, z.B. in Hhe von 500 hPa, zu erkennen. Es liegt im Bereich der Kaltluft mehrere hundert Kilometer vom Bodentiefzentrum entfernt. Whrend das Bodentief in dieser Phase seine gr秤te Intensitt zu erreichen beginnt, ist das Hhentief noch schwach entwickelt.

Auf der Rckseite der Zyklone steigt in diesem Stadium der Luftdruck normalerweise wieder. Die Zeit, die zwischen Wellen- und Reifestadium der Zyklonenentwicklung betrgt im Durchschnitt etwa 12 Stunden.

Dieses Stadium der Zyklogenese zeigt oben die Abbildung Zyklogenese, Bild (C).


Okklusion (teilweise)

Okklusion Schnittansicht

Okklusion

Die geschlossene zyklonale Zirkulation umfat mit der Zeit ein Gebiet von ca. 1.000 km. Durch die stetig weitergehende Vertiefung nimmt der Wind zu und wird frisch bis heftig. Im Zentrum der Zyklone dringt die Kaltfront, wie schon erwhnt, rascher als die Warmfront vor. Somit holt die Kaltfront allmhlich die Warmfront ein. Das passiert zunchst nahe dem Zyklonenzentrum. Dann schliet sie sich ganz mit ihr zusammen, sie okkludiert. Beide Fronten vereinigen sich so zu einer Mischfront, der Okklusion. Die Okklusion besitzt damit andere Eigenschaften als die ursprngliche Warm- und Kaltfront. Der Vorgang der Okkludierung setzt zuerst im zentralen Bereichs des Tiefs ein und setzt sich reiverschlussartig nach auen fort. Der Punkt, in dem sich die beiden Fronten schneiden, wird Okklusionspunkt genannt. Er weist hufig den strksten Druckabfall in diesem Stadium der Zyklonenentwicklung auf. Das Niederschlagsgebiet liegt nun sowohl vor der Warmfront als auch vor der Okklusion, evtl. sogar auf beiden Seiten der Okklusion. Die Einzelheiten zur Struktur der Okklusion sind im Kapitel Okklusion genauer behandelt.

Tief ber Island

Da sich die Kaltfront schneller fortbewegt als die Warmfront, wird der hinter der Warmfront befindliche Warmluftsektor immer kleiner. Dabei hebt die sich unter den Warmluftsektor schiebende Kaltluft die Warmluft langsam an. Als Wolkenerscheinungen tritt bei der Okklusion ein Wolkenband und im zentralen Bereich kumuliforme Wolken auf. Diese grorumige Wirbelstruktur ist den meisten von Satellitenbildern her bekannt (siehe Bild rechts oben).

Die Zyklonen, die von Westen her nach Europa hereinziehen, haben gewhnlich schon zu okkludieren begonnen, wenn sie das Festland erreichen Die Anfangsstadien, d.h. die Wellenstrung und das Reifestadium sind schon ber dem Atlantik abgelaufen.

Die Zeit zwischen dem Reifestadium und der Okklusion betrgt ungefhr einen halben Tag. Die Entwicklung von der ursprnglichen Wellenstrung bis zur Okklusion hat damit ungefhr einen Tag gedauert.


Auflsungsstadium

  Okklusion  Okklusion Schnittansicht

Um so weiter der Okklusionsproze fortschreitet, desto gr秤ere Teile des Frontensystems der Zyklone bestehen aus der Okklusion. Gleichzeitig verschiebt sich der Okklusionspunkt vom Zentrum der Zyklone weg. Nahe des Zyklonenzentrums biegt sich der Verlauf der Okklusion meist mehr oder weniger zurck.

In der Kaltluft auf der Rckseite der Zyklone wehen gewhnlich die strksten Winde mit Richtungen aus West bis Nordwest. Zudem besteht in diesem Bereich hufig eine Konvergenzzone, welche von der Okklusion auf der Rckseite der zentralen Teile der Zyklone ausgeht, d.h. vom "umgebogenen Teil" der Okklusion. Diese Konvergenzzone im Kaltlufttrog wird durch Regen- oder Schneeschauer mit heftigem und bigem Wind gekennzeichnet.

Die Zyklone hat damit den Hhepunkt ihrer Entwicklung und Vertiefung erreicht. Sie umfat nun in vertikaler Richtung oft die ganze Troposphre und sogar noch einen Teil der Stratosphre. Whrend des Okklusionsprozesses verlangsamt sich die Bewegung des Zyklonenzentrums und whrend der letzten Stadien ist die Zyklone sogar oft quasi-stationr. Die Okkludierung geht schlielich so weit, da die gesamte Warmfront von der Kaltfront eingeholt wird und der Warmsektor in Bodennhe nicht mehr feststellbar ist. Das Tiefdruckgebiet hat sich dann in einen kalten Wirbel umgewandelt, der sich um das Zyklonenzentrum herumdreht. Damit hat das Tief sein Auflsungsstadium erreicht. Die ganze Zyklone besteht nun in den unteren Schichten der Troposphre nur noch aus Kaltluft, whrend die Warmluft in die Hhe gehoben worden ist. Es wird angenommen, da eben diese Umschichtung der Luftmassen, d.h. die Hebung der leichteren Warmluft in die Hhe bei gleichzeitiger Ansammlung der schwereren Kaltluft in den tieferen Schichten, die Energiequelle fr die Bewegung der zyklonalen Strmung darstellt. Die Temperaturunterschiede und der Wind lassen daraufhin allmhlich nach. Sobald der Okklusionsproze abgeschlossen ist. beginnt sich die Zyklone aufzufllen, so da der Luftdruck im ganzen Gebiet steigt. Der Luftdruck im Tief steigt schlielich auch in Bodennhe mehr und mehr an, derweil er in der Hhe, also dort, wohin sich die Okklusion verlagert hat, noch relativ nieder bleibt.

Das Tiefzentrum ist nun mit Cumuluswolken gefllt. Die Warmluft ist jetzt nur noch in der Hhe vorhanden, was an dem schmalen Wolkenband der Okklusion zu erkennen ist.


Zyklonenfamilie

Endstadium

Im Endstadium hat sich das Tief vollstndig aufgelst, nur die Quellbewlkung der Kaltluft bleibt als Rest der Zyklone brig. Die Polarfront hat sich whrend dessen in Zugrichtung des Tiefs verlagert. Die Zugrichtung des Tiefs war in den Anfangsstadien noch durch die Hhenstrmung verursacht und daher leicht zu bestimmen. In den spteren Stadien kann die Zyklone aber aufgrund ihrer vertikalen Mchtigkeit selbst auf die Hhenstrmung einwirken und damit die folgenden Zyklonen steuern. Hufig bildet sich nmlich an ein und derselben Frontalzone eine ganze Reihe von Zyklonen. Nachfolgende Wellen knnen daher zur Bildung weiterer Zyklonen fhren. Eine solche Zyklonenfamilie kann 3 bis 5 Zyklonen umfassen, die somit alle auf hnlichen Bahnen ziehen. Auf diese Weise knnen entlang einer Polarfront perlenschnurartig mehrere Zyklonen auftreten, sog. Zyklonenfamilien oder Tiefdruckfamilien. Dabei ist das in Zugrichtung gesehen vordere Tief das lteste, in der Abbildung rechts also das Tief 1.

 

Wetterablauf

Beim Durchzug eines Tiefdruckgebietes (Zyklone) im Reifestadium ist folgender charakteristischer Wetterablauf zu beobachten:

Die nahende Warmfront macht sich am Himmel bereits von weitem durch Cirren in der Hhe bemerkbar. Diese verdichten sich spter weiter bis zum Cirrostratus. Infolge des weiteren Aufgleitens der Warmluft (Advektion) entwickeln sich diese ersten Wolken weiter zum Altostratus und Nimbostratus. Innerhalb eines Tages wird die Bewlkung noch dichter, bis eine graue Schichtbewlkung den Himmel bedeckt. Aus diesen schichtfrmigen Wolkengattungen fallen schlielich Niederschlge, die sehr langanhaltend sein knnen und bei wrmeren Temperaturen als Landregen bezeichnet werden. Whrend der Eintrbung ist der Luftdruck stetig gefallen. Da die Warmfront immer nher rckt, steigt auch die Lufttemperatur. Der Wind vor der Warmfront weht noch aus sdlichen Richtungen. Dann frischt der Wind allmhlich immer strker auf, zuerst aus Sdost, dann aber dreht er ber Sd auf West, weil sich Zyklonen gegen den Uhrzeigersinn drehen. Diese Art der Wetterverschlechterung kann sich ber 1 bis 2 Tage hinziehen.

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Ziehen die Cirren als erste Anzeichen der Warmfront auf, ist diese in der Regel noch ca. 300 km entfernt. Die Hauptwolkenuntergrenze sinkt mit Annherung der Warmfront kontinuierlich weiter ab. Unter Sichtflugbedingungen ist das bei einem Flug in Richtung auf die Warmfront zu bedenken, weil allein schon infolge der absinkenden Wolken bis hin zum Aufliegen ein Weiterflug schlielich nicht mehr mglich sein wird. Bei einsetzendem Niederschlag verschlechtern sich die bis dahin mglicherweise noch hinreichenden Sichtverhltnisse schlagartig. Zustzlich bilden sich durch Verdunstungsprozesse Dunst und Nebelfelder aus.

Nach der Warmfront folgt der Warmsektor. Die Temperatur erreicht darin ihren hchsten Wert. Es treten nur einige kleinere Wolken wie Altocumulus oder Stratocumulus auf. Der Wind weht vorwiegend aus Westen.

Dann nhert sich aber die Kaltfront. Diese Art der Wetterverschlechterung geht innerhalb von wenigen Stunden vonstatten. Die heran ziehende Kaltluft drckt die Warmluft in die Hhe, weshalb in der Kaltfront der niedrigste Luftdruck erreicht wird. In dieser aufsteigenden Luft bilden sich mchtige Konvektionswolken (Cumulonimbus). Walzenfrmige Haufenwolken erscheinen am westlichen und nordwestlichen Horizont. Es kommt ein biger Sdwestwind auf, welcher rasch auf West und Nordwest dreht, weil sich Zyklonen gegen den Uhrzeigersinn drehen. Die Haufenwolken haben sich innerhalb kurzer Zeit aufgetrmt. Regenschauer mit bigem Wind, mitunter vermischt mit Graupel, Hagel, Blitz und Donner, lassen dann nicht mehr lange auf sich warten.

Mit Durchgang der Kaltfront sinkt die Temperatur stark ab und der Wind dreht auf nrdliche Richtungen. In der (trockenen) Polarluft des Kaltsektors herrschen regelm癌ig gute Sichtverhltnisse. Es treten noch Cumulus-Wolken auf, aus denen es auch einzelne Schauer geben kann. Hinter einer Kaltfront ist das Wetter also recht wechselhaft, man spricht vom "Rckseitenwetter".

 

 

Hitzetief

Hitzetief (Land-/Seebrise)

Ein Hitzetief entsteht dadurch, da in einem Gebiet die durch die Einstrahlung der Sonne erwrmte Luft aufsteigt. Dadurch fllt der Luftdruck in diesem Gebiet ab. Das entstehende flache und stationre Hitzetief ist meist nur kleinrumig. Wegen der gleichwohl vorhandenen Labilisierung der unteren Luftschichten, welche zu entsprechenden Vertikalbewegungen der Luft fhrt, kann es trotz seiner geringen vertikalen Mchtigkeit bei ausreichender Feuchtigkeit zu heftigen Wrmegewittern fhren. Begnstigt wird die Entstehung eines Hitzetiefs durch geringe horizontale Luftbewegungen. Ein Beispiel fr ein derartiges kleineres Hitzetief ist die erhhte Erwrmung des Landes gegenber der See, wie vor allem bei strkerer Sonneneinstrahlung auftritt. Einzelheiten dazu stehen im Kapitel Land- und Seewind.

Groe Hitzetiefs entstehen z.B. in der Nhe des 훢uators oder ber der Sahara in Nordafrika. Ein besonderes Hitzetief ist das Monsuntief, das zu einer Verlagerung der Innertropischen Konvergenzzone (ITCZ) fhrt, dadurch das Wettergeschehen grorumig beeinflut und zum Monsunregen fhrt.

 

 

Islandtief

Azorenhoch und Isandtief

Das Islandtief ist ein ber dem Nordatlantik im Bereich von Island nahezu stndig ausgebildetes Tiefdruckgebiet innerhalb der planetarischen Frontalzone. Es ist fr Europa ein besonders wetterwirksames Aktionszentrum, durch das vor allem der west- und nordwesteuropische Raum den berwiegenden Teil seiner Niederschlge erhlt. Fr seine Entstehung ist das Aufeinandertreffen von kontinentaler Kaltluft, die von Grnland und Neufundland sdwrts strmt, und dem warmen Golfstrom, der subtropischer Warmluft vom Golf von Mexiko nordstlich transportiert, entscheidend. Die Warmluft gleitet dabei auf die Kaltluft auf und verwirbelt dadurch, so da sich ein Tiefdrucksystem bildet. Ein vergleichbares Tief entsteht regelm癌ig ber dem Nordpazifik im Bereich der Aleuten, das Aleutentief.  

Trotzdem ist das Islandtief nicht stationr, sondern verndert seine Lage ber das Jahr verteilt auf dem Atlantik. Es wandert, wie jedes andere Tiefdruckgebiet, mit der Hhenstrmung. Aufgrund des geringeren Energiedefizits am Nordpol liegt das Tief im Sommer in der Labradorsee. Im Winter ist es dagegen meist sdstlich von Island im europischen Nordmeer anzutreffen. In den Wintermonaten fhrt das Islandtief hufig zu orkanartigen Luftbewegungen im Bereich der Nordsee. Den Status eines Aktionszentrums verdankt das Islandtief vor allem dem fast immer gleichen Entstehungsort bei Island und den hnlichen Entstehungsbedingungen.

Seinen Namen verdankt das Islandtief natrlich der Insel Island. Meteorologisch gesehen wre es aber falsch anzunehmen, da sich das Tief immer um Island herum bildet. Dort entsteht das Tief dort zwar hufig, insbesondere im Winter, tatschlich entwickelt sich das Tief aber meist auf einer Hhe zwischen dem 60. und 70. nrdlichen Breitengrad.

Der Gegenspieler des Islandtiefs ist das Azorenhoch. Von der Lage und den Druckunterschieden zwischen diesen beiden mchtigen Systemen - der sog. Nordatlantischen Oszillation, kurz NAO - hngt es ab, ob es in Mitteleuropa regnet, strmt, schneit oder vielleicht sogar die Sonne scheint.

 

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