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Tiefdruckgebiet(Zyklone)

Zyklone (Querschnitt)

Wie oft ist in der Wettervorhersage zu sehen und zu hören, daß sich mal wieder ein "Tief" auf uns zu bewegt und uns somit die schönen Sonnentage verdirbt? Hätte sich das "Hoch" nicht doch noch einige Tage länger halten können, wenigstens noch über 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 einigermaßen aussagekräftige Wetterkarte, in der nicht die maßgeblichen Hoch- und Tiefdruckgebiete dargestellt wären. Das erstaunt nicht, da Hoch- und Tiefdruckgebiete für unser Wettergeschehen die wichtigsten Faktoren sind. Stellt man sich die Druckgebiete als eine Luftdrucklandschaft vor, wo die Luftdruckwerte einer bestimmten Höhe zugeordnet sind, so sind die Hochs die Berge, die Tiefs die Täler dieser Landschaft. Die Gipfel dieser Berge sind dann die Hochdruckzentren. Dies wird im Kapitel Wetterkarten eingehend ausgeführt.

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

 

 

 

Was ist ein Tiefdruckgebiet?

Wetterkarte

 

 

  • Ein Tiefdruckgebiet (kurz "Tief" oder auch Störung genannt) ist ein Bereich der Erdatmosphäre, der gegenüber dessen großräumiger Umgebung einen niedrigeren Luftdruck aufweist. Ihm steht begrifflich das Hochdruckgebiet gegenüber. Ein Tiefdruckgebiet setzt definitionsgemäß voraus, daß 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 Erwärmung (Sonneneinstrahlung) oder durch Abkühlung hervorgerufen werden.
Je nach betroffener Luftschicht wird unterschieden zwischen

  • Bodentief und
  • Höhentief.

Ein Bodentief entsteht, wenn die Dichte der Luft in Bodennähe durch Erwärmung (Sonneneinstrahlung) abnimmt. Die erwärmte Luft löst sich durch Hebung vom Boden und steigt auf (Thermik). Das führt zu einem Druckabfall in Bodennähe, während in höher gelegenen Luftschichten der Luftdruck durch die aufsteigende Warmluft dagegen ansteigt (Höhenhoch). Der Druckabfall in Bodennähe führt zu einem großräumigen Zuströmen von Luft aus der Umgebung (Wind).

Ein Höhentief ist ein Tief in höheren atmosphärischen Schichten, das mit Kaltluft angefüllt ist. Es entsteht durch kalte Luft, die aus großer Höhe absinkt, was den Luftdruck in den höheren Schichten der Atmosphäre vermindert und am Boden erhöht. Höhentiefs liegen regelmäßig in mehreren Kilometern Höhe (meist in 5 km Höhe) und zeichnen sich durch ihre im Vergleich zur Umgebung niedrigeren Temperaturen aus. Daraus lassen sich Rückschlüsse auf das Alter des Tiefs ziehen. Häufig hinterläßt ein Höhentief im Bodenniveau nur relativ geringe oder gar keine "Spuren", so daß Höhentiefs in der Regel nur auf den Höhenwetterkarten zu erkennen sind. Dennoch können sie auch ohne das Vorhandensein von sichtbaren Bodenfronten markante Wettererscheinungen hervorrufen. Höhentiefs sind meistens sehr wetterwirksam. Sie können sich manchmal zudem als ausgesprochen zäh erweisen und mehrere Tage lang an Ort und Stelle verharren. Besonders im Herbst können Höhentiefs in Form von Cut-Off-Tiefs oder Kaltlufttropfen aus Höhentrögen die Wetteraktivität im Mittelmeerraum stark beeinflussen, weil das noch sehr warme Wasser des Mittelmeeres die untersten Luftmassen erwärmt und mit Feuchtigkeit anreichert. Da der Temperaturunterschied zwischen den unteren und oberen Luftschichten dann bereits sehr groß ist, bilden sich hochreichende Regen- und Gewitterwolken. Höhentiefs dann dort auch oft zu abnormen Niederschlägen. Auf der Höhenwetterkarte (z.B. 500 hPa-Topographie) ist ein Höhentief durch einige geschlossene Isobaren leicht zu erkennen. Im Satellitenbild ist ein Höhentief durch kompakte oder spiralförmige Wolkenformationen gekennzeichnet.

Dynamisches Tiefdruckgebiet

Ein dynamisches Tiefdruckgebiet, meteorologisch Zyklone, (siehe Schema-Abbildung ganz oben), liegt vor, wenn die Luftströmung in tiefen Schichten der Atmosphäre zusammenfließt (konvergiert) und in der Höhe wieder auseinanderströmt (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 strömt die Luft aufgrund des Druckgefälles nach innen. Diese Strömung 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 für einen tropischen Wirbelsturm des Indischen Ozeans verwechselt werden.

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

Der mittlere Luftdruck unserer Atmosphäre 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 Verhältnis zu seiner Umgebung. Auf der Wetterkarte ist ein Tiefdruckgebiet daher daran zu erkennen, daß es gegenüber seiner Umgebung niedrigere Luftdruckwerte aufweist. Die Isobaren liegen meist kreisförmig oder oval mit teils geringen, teils größeren Abständen zueinander um das Zentrum des Tiefs, dem Tiefdruckkern, das den niedersten Druck des gesamten Druckgebiets aufweist. Das Zentrum des Tiefs wird in den Wetterkarten für den deutschsprachigen Raum mit dem Buchstaben "T" gekennzeichnet.

Distanz der Isobaren
in Seemeilen 

Distanz der Isobaren
in km

zu erwartende Windstärke
in Beaufort

100 

185,2   

7 - 8

200 

316,4   

5

300 

555,6  

In Mitteleuropa liegt der Kerndruck eines Tiefs üblicherweise 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 außen hin stetig zunimmt (siehe Abbildung links oben). Je enger diese Isobaren beieinander liegen, um so stärker ist der dort herrschende Wind. Bei einem Druckgefälle von 5 hPa ist gemäß der Tabelle rechts für die entsprechenden Distanzen mit den dort genannten Windgeschwindigkeiten zu rechnen:

Ein Tiefdruckgebiet entsteht zumeist durch großräumig aufsteigende Luftbewegungen in der unteren Atmosphäre, was zu einem Luftdruckabfall über dem betreffenden Bereich der Erdoberfläche führt. Beim Aufsteigen kühlt die Luft ab, wobei die relative Luftfeuchte ansteigt. Daher kommt es zur Wolken- und Niederschlagsbildung. Dabei kühlt sich die Luft adiabatisch ab, d.h. um ziemlich genau 1 °C pro 100 m Höhendifferenz. Da die kühlere Luft weniger Wasserdampf aufnehmen kann, bilden sich bei Erreichen des Kondensationsniveaus Wolken. Die Aufwärtsbewegung der Luft innerhalb des Tiefs führt zu einer Abkühlung der Luft sowie zu einer Erhöhung der relative Luftfeuchte, so daß sich Wolken bilden können. Hintergrund ist der Umstand, daß aufsteigende Luft durch den nach oben abnehmenden Luftdruck expandiert und sich dabei abkühlt (siehe Adiabasie). Kalte Luft kann weniger Wasserdampf aufnehmen (siehe Luftfeuchte), weshalb sich Wolken bilden können.

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

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

Die Lebensdauer einer Zyklone beträgt 3 – 10 Tage. Horizontal erstreckt sie sich über 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 ostwärts gerichtet.

 

Vorderseite und Rückseite

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 früher eintreffende Ostseite des Tiefs auch als Vorderseite, die Westseite als Rückseite.

 

Luftströmungen

Luftströmung im Tief

In einem offenen System wie der Erdatmosphäre können ungleiche Druckverhältnisse nicht dauerhaft bestehen. Zur Bewerkstelligung des Druckausgleichs strömt Luft aus den Bereichen höheren Drucks in Bodennähe und in Folge der Bodenreibung spiralförmig von außen in die Bereiche tieferen Drucks hinein – sie konvergiert. Wegen der Corioliskraft strömt die Luft aber nicht direkt von innen nach außen, sondern unter einem Winkel von 10 - 20°.

Da auf diese Weise Luft in das Tief hineinströmt, muß andererseits wieder Luft entweichen. Dies geschieht in der Höhe, wo es infolgedessen zu einer Luftmassendivergenz kommt. In einem Tiefdruckgebiet strömen also die Luftmassen in der vertikalen Luftsäule nach oben, wogegen es im Hoch zu einer Abwärtsbewegung der Luftmassen kommt. Diese Aufwärtsbewegung und die damit verbundene Abkühlung der Luftmassen ist typisch für Tiefdruckgebiete.

 

Die Einwirkung der Corioliskraft führt außerdem dazu, daß die Luft auf der Nordhalbkugel im Uhrzeigersinn und auf der Südhalbkugel entgegengesetzt zum Uhrzeigersinn aus dem Hoch strömt. Folglich strömt die Luft, wie bei ineinander greifenden Zahnrädern, 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 Südhalbkugel drehen sie sich folglich im Uhrzeigersinn. Die Luftmassen bewegen sich also mit zyklonalem Drehsinn um ein Tiefdruckgebiet und seine Ausläufer herum. Das Zustandekommen dieses Drehimpulses wird im Kapitel Polarfront erläutert.

Anstatt von allen Seiten radial auf das Tiefdruckgebiet zuzuströmen, rotiert die zuströmende 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 zuströmenden 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 abströmen, werden ebenfalls nach rechts abgelenkt. Sie rotieren daher im Uhrzeigersinn (Antizyklone). Der Corioliseffekt ist an den Polen stark ausgeprägt, zum Äquator hin schwächt er sich ab. Auf der Südhalbkugel wird eine Luftmassenbewegung generell nach links abgelenkt.

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

Auf regionaler Skala bilden sich thermische Tiefdruckgebiete auch über warmen Wasserflächen, über denen feuchte warme Luft aufsteigt und sich dabei abkühlt. Es entstehen die mit heftigen Regenfällen einhergehenden tropischen Wirbelstürme, wobei man bei einer schwächeren Ausprägung von einem tropischen Tief spricht. Bei hoher Windgeschwindigkeit (ab Windstärke 12) können diese Stürme schwere Verwüstungen anrichten. Je nach Kontinent spricht man dann von Hurrikanen oder Taifunen.

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

Rechte-Hand-Regel: Tief

 

Entstehung und Werdegang eines Tiefdruckgebiets

Die Entstehung eines Tiefdruckgebietes bzw. Zyklone (Zyklogenese) ist ein überaus komplexer Vorgang. Für den Zweck dieser Darstellung und zum grundlegenden Verständnis der dabei maßgeblichen Prozesse der Tiefentwicklung am Boden und in der Höhe genügt 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 außertropischen und eines tropischen Tiefs unterschieden werden. Die völlig anders ablaufende Entstehung tropischer Zyklonen (tropischer Wirbelsturm) fällt aber nicht unter den Begriff Zyklogenese.

Rossby-Wellen

Polarfront

Als Polarfront wird die Grenzfläche zwischen den entgegengesetzt strömenden 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 gleichmäßiger Gürtel ausgebildet, sondern verschiebt sich mit dem großräumig unterschiedlichen Vordringen polarer und warmer Luftmassen nach Süden bzw. Norden in den sog. Rossby-Wellen. Die Polarfront ist als Verwirbelungszone das Ursprungsgebiet der das Wettergeschehen stark bestimmenden dynamischen Tiefdruckgebiete in den höheren Mittelbreiten .

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

Polarfront

 

Außertropisches Tief

Grundsätzlich ist die Entstehung eines außertropischen Tiefs immer an das Vorhandensein unterschiedlicher Luftmassen gebunden. Tiefdruckgebiete bilden sich dann dort, wo kalte auf wärmere 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 Instabilität (starker meridionaler Temperaturgradient) und der hieraus resultierenden vertikalen Windzunahme zu einem Druckfall am Boden kommt. Diese hochreichenden Tiefdruckgebiete werden außertropische oder dynamische Tiefs genannt. Diese halten das Temperaturgleichgewicht auf unserer Erde aufrecht, indem sie auf der Nordhalbkugel kalte Luft nach Süden und warme Luft nach Norden befördern (s.a. Höhentrog).
Weitere Einzelheiten stehen im Kapitel Polarfront.

Diese Grenzlinie verläuft 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 Ausprägung auch auf der Südhalbkugel großräumige Wellenbewegungen in der Atmosphäre. Im Gesamtbild der planetarischen Zirkulation der Luftmassen der Erdatmosphäre sind diese Wellen als mäandrierender Verlauf des Polar-Jetstreams zu erkennen. Dabei kommt es zu Einbrüchen 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 über Europa hinwegziehen. Dieser Prozeß der Zyklogenese ist im Kapitel Polarfront in den Grundzügen beschrieben. Auch wenn sich die Zyklone anschließend weiterentwickelt und fortbewegt, bleibt sie an die Polarfront gebunden. Unser europäisches Wetter wird deshalb von den sich südwärts nach Westen bewegenden kalten, trockenen, polaren Luftmassen und der sich nordwärts nach Osten sich bewegenden warmen, feuchteren, subtropischen Luft bestimmt.

Bei ungestörtem Ablauf ergibt sich folgendes Schema einer Tiefdruckentwicklung:

An der Polarfront findet ein Kaltlufteinbruch in die südlich davon lagernde Warmluft statt. Dies Warmluft, meist sutropisch-maritim geprägte kommt aus Südwesten in Richtung des Kaltlufteinbruchs voran. Der Bereich, in dem sich die Warmluft befindet, heißt Warmluftsektor. Die Vorderseite des Warmluftsektors heißt “ Warmfront”.

Polarfront   Zyklone Reifestadium

Die Warmluft wird von der vorrückenden Kaltluft zum Auffsteigen gezwungen. Die warme Luft ist feuchter und wärmer und deshalb leichter als kalte Luft. Westlich hinter dem Warmluftsektor kommt es zum Kaltlufteinbruch, die Kaltluft holt die Warmluft allmählich 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 kürzer ist. Wenn die Kaltfront die Warmfront einholt, kommt es zur Okklusion der beiden Fronten. Diese Verwirbelung der beiden Luftmassen, ausgehend vom Tiefdruckkern, gleicht einem Reißverschluß. Das Tief wird zu einem stationären Tief, bevor es sich auflöst.

 

Zyklogenese

Der Prozeß der Zyklogenese führt nach der sog. Polarfronttheorie zu folgendem Schema über den grundsätzlichen Zusammenhang von Boden- und Höhendruckfeld, Bodenfronten, Luftmassen und Bewölkung bei der Entwicklung der Polarfrontzyklonen (Idealzyklone):

Entsteheung von Frontensystemen an  der Polarfront

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Zyklogenese (Polsicht)

Ausgangsstadium

Die meteorologische Erfahrungen hat gezeigt, daß sich die Zyklonen der mittleren Breiten meist in einer Frontalzone bilden. Für Europa ist das Entstehungsgebiet vor allem der Nordatlantik und die atlantische Polarfront als maßgebliche Frontalzone. Zyklonen werden aber auch an anderen wichtigen Frontalzonen gebildet, wie z.B. an der Arktikfront und der in nord-südlicher Richtung verlaufenden Polarfront, die im Spätfrühling und Sommer oft zwischen der wärmeren Luft über Rußland und der kühleren Luft über Westeuropa verläuft.

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

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


Wellenstadium

In der ursprünglich quasi-stationären Front kann nun eine kleinere Störung stattfinden. Dies kann durch Verwirbelungen an der Grenze zwischen den subtropischen und polaren Luftmassen geschehen. So entstehen zunächst kleinräumige Störungen 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. können sogar beide Luftmassen zusammenhängend vorstoßen. Auch wenn die anfänglichen Veränderungen in den vorher ungestörten Verhältnissen sehr unbedeutend sein mögen, so stellen sie doch eine Störung des vorher herrschenden Gleichgewichtes dar.

Zyklogenese und Fronten

Dadurch kommt es in der Höhe zu Konvergenz und Divergenz im Strömungsverlauf. Im Konvergenzbereich steigt der Luftdruck, während er im Bereich der Divergenz zu sinken beginnt. Diese Druckgebilde setzen sich schließlich bis zum Erdboden durch. Beginnt also an einer Stelle der Polarfront der Luftdruck zu fallen, strömt bodennahe Warmluft in dieses Gebiet nach, was den Luftdruck auch wegen des damit verbundenen Aufstiegs dieser Luft weiter fallen läßt. Das Ergebnis ist ein Luftdruckabfall im Gebiet vor der Störung, was dazu führen kann, daß die störende Strömung stärker wird und sich die Verhältnisse so stetig weiter von der ursprünglichen Gleichgewichtslage entfernen.

Im Anfangsstadium entsteht also zunächst eine flache Welle, die Weilenstörung. Vor dem Wellenberg gewinnt die Warmluft an Boden, hinter ihm die Kaltluft. Wie bereits beschrieben, ist es das Charakteristikum des Tiefdruckgebietes, also der Zyklone, daß sich darin Luft aufwärts bewegt. Ein sich selbst verstärkender Rückkopplungsprozeß setzt ein, der sich weiter ausdehnt und vertieft. Das Nachströmen der Luft führt zur weiteren Deformation der Polarfront,so daß sich eine Welle ausbildet. An der Vorderseite der Störung schiebt sich die warme Luft weiter über die kalte Luft, während auf der Rückseite schließlich die kalte in die warme Luft einbricht, womit ein Tief mit Warmfront und Kaltfront entstanden ist.

Frontsymbole in Wetterkarten

Die Abbildung rechts zeigt das Strömungsbild dieses Prozesses in unterschiedlichen Höhen.

Strömungsbild in verschiedenen Höhen

Diese zwei nahe beieinanderliegende Teile der Front wirken also als Warm- bzw. Kaltfront und werden von den Wolkensystemen und Niederschlagsformen begleitet, die für diese beiden Frontarten charakteristisch sind. Die Wellenstörung bewegt sich schließlich längs der Front weiter in der Richtung der allgemeinen Strömung, also z.B. nach Osten. Die Störung bewegt sich für gewöhnlich etwas langsamer als die Geschwindigkeit der Strömung.

Unterschreiten die Wellenlängen der Störung eine gewisse kritische Grenze, ist die Wellenstörung dynamisch stabil und kann sich mit unveränderter Amplitude an der Front entlang bewegen. Sie führt dann in den Gebieten, über die sie hinwegzieht, nur zu einer kurzzeitigen und kleinräumigen, häufig aber regional recht intensiven Wetterverschlechterung. Meistens ist die Wellenstörung aber so groß, daß sie dynamisch instabil wird und an Intensität und Umfang zunimmt. Schon in der einleitenden Phase entstand ein tieferer Luftdruck im Gebiet vor dem Wellenberg, wodurch der Verlauf der Isobaren und der Strömung um die Welle herum beeinflußt 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 verläuft. Durch die Zirkulation wird die warme und die kalte Luftmasse ineinander verwirbelt. Die kalte Luftmasse bewegt sich dabei zungenförmig in Richtung der Position, an der vorher die warme war, und die warme Luftmasse bewegt sich zungenförmig 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

Während ihrer weiteren Entwicklung fällt der Luftdruck in den zentralen Teilen der Wellenstörung weiter, insbesondere unmittelbar vor der Kaltfront. Deren Wellenform tritt in der Front nun immer deutlicher hervor. Zugleich vertieft sich die Wellenstörung im Laufe ihrer Drift entlang der Front nach Osten. Aus der Welle entwickelt sich so in den zentralen Teilen der Wellenstörung ein Bodentiefdruckgebiet mit geschlossenen Isobaren (gestrichelte Linien) und zyklonaler Zirkulation der Strömung, das zunehmend größer wird. Auf der Rückseite des Tiefs (Westseite) stößt zungenförmig die Kaltluft, auf der Vorderseite (Ostseite) die Warmluft vor. Aus der zuvor langgestreckten, quasistationären Polarfront entstehen im Strömungsbereich des Tiefs somit 2 Fronten, wobei hinter der „Warmfront" die Warmluft und hinter der „Kaltfront" die Kaltluft vorstößt. In diesem Stadium weisen die Zyklonen daher einen ausgedehnten "Warmsektor", d.h. einen mit Warmluft gefüllten 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 Bewölkung erkenntlich, während vor der Warmfront Schichtbewölkung vorherrscht.

Zyklone Reifestadium    Zyklone Reifestadium Schnittansicht   

Das Ergebnis sind bedeutende neue Zustände 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 beschränkt, was teils von der Vertiefung der jungen Zyklone, teils von deren Bewegung verursacht wird. Diese Bewegung hängt wiederum von der allgemeinen Höhenströmung ab. Im allgemeinen wird sie parallel zur bodennahen Strömung 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 dafür ist, daß die Kaltfront rascher zieht als die Warmfront. Dieses liegt neben den stärkeren Luftdrucktendenzen an der Kaltfront an der größeren Stabilität der Warmluft im Vergleich zur Kaltluft. Deshalb kann sich die instabilere Kaltluft gegenüber 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. Für das Reifestadium ist daher von besonderer Bedeutung, daß die Kaltfront eine höhere Geschwindigkeit hat als die Warmfront, d.h. der Warmluftsektor verkleinert sich, weil die Kaltfront allmählich die Warmfront einholt - ein Vorgang, der als Okklusion bezeichnet wird.

Erstmals ist in diesem Stadium der Entwicklung auch ein Höhentiefzentrum, z.B. in Höhe von 500 hPa, zu erkennen. Es liegt im Bereich der Kaltluft mehrere hundert Kilometer vom Bodentiefzentrum entfernt. Während das Bodentief in dieser Phase seine größte Intensität zu erreichen beginnt, ist das Höhentief noch schwach entwickelt.

Auf der Rückseite der Zyklone steigt in diesem Stadium der Luftdruck normalerweise wieder. Die Zeit, die zwischen Wellen- und Reifestadium der Zyklonenentwicklung beträgt 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 umfaßt 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 erwähnt, rascher als die Warmfront vor. Somit holt die Kaltfront allmählich die Warmfront ein. Das passiert zunächst nahe dem Zyklonenzentrum. Dann schließt 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 ursprüngliche Warm- und Kaltfront. Der Vorgang der Okkludierung setzt zuerst im zentralen Bereichs des Tiefs ein und setzt sich reißverschlussartig nach außen fort. Der Punkt, in dem sich die beiden Fronten schneiden, wird Okklusionspunkt genannt. Er weist häufig den stärksten 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 über 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 großräumige Wirbelstruktur ist den meisten von Satellitenbildern her bekannt (siehe Bild rechts oben).

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

Die Zeit zwischen dem Reifestadium und der Okklusion beträgt ungefähr einen halben Tag. Die Entwicklung von der ursprünglichen Wellenstörung bis zur Okklusion hat damit ungefähr einen Tag gedauert.


Auflösungsstadium

  Okklusion  Okklusion Schnittansicht

Um so weiter der Okklusionsprozeß fortschreitet, desto größere 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 zurück.

In der Kaltluft auf der Rückseite der Zyklone wehen gewöhnlich die stärksten Winde mit Richtungen aus West bis Nordwest. Zudem besteht in diesem Bereich häufig eine Konvergenzzone, welche von der Okklusion auf der Rückseite 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 böigem Wind gekennzeichnet.

Die Zyklone hat damit den Höhepunkt ihrer Entwicklung und Vertiefung erreicht. Sie umfaßt nun in vertikaler Richtung oft die ganze Troposphäre und sogar noch einen Teil der Stratosphäre. Während des Okklusionsprozesses verlangsamt sich die Bewegung des Zyklonenzentrums und während der letzten Stadien ist die Zyklone sogar oft quasi-stationär. Die Okkludierung geht schließlich so weit, daß die gesamte Warmfront von der Kaltfront eingeholt wird und der Warmsektor in Bodennähe 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 Auflösungsstadium erreicht. Die ganze Zyklone besteht nun in den unteren Schichten der Troposphäre nur noch aus Kaltluft, während die Warmluft in die Höhe gehoben worden ist. Es wird angenommen, daß eben diese Umschichtung der Luftmassen, d.h. die Hebung der leichteren Warmluft in die Höhe bei gleichzeitiger Ansammlung der schwereren Kaltluft in den tieferen Schichten, die Energiequelle für die Bewegung der zyklonalen Strömung darstellt. Die Temperaturunterschiede und der Wind lassen daraufhin allmählich nach. Sobald der Okklusionsprozeß abgeschlossen ist. beginnt sich die Zyklone aufzufüllen, so daß der Luftdruck im ganzen Gebiet steigt. Der Luftdruck im Tief steigt schließlich auch in Bodennähe mehr und mehr an, derweil er in der Höhe, also dort, wohin sich die Okklusion verlagert hat, noch relativ nieder bleibt.

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


Zyklonenfamilie

Endstadium

Im Endstadium hat sich das Tief vollständig aufgelöst, nur die Quellbewölkung der Kaltluft bleibt als Rest der Zyklone übrig. Die Polarfront hat sich während dessen in Zugrichtung des Tiefs verlagert. Die Zugrichtung des Tiefs war in den Anfangsstadien noch durch die Höhenströmung verursacht und daher leicht zu bestimmen. In den späteren Stadien kann die Zyklone aber aufgrund ihrer vertikalen Mächtigkeit selbst auf die Höhenströmung einwirken und damit die folgenden Zyklonen steuern. Häufig bildet sich nämlich an ein und derselben Frontalzone eine ganze Reihe von Zyklonen. Nachfolgende Wellen können daher zur Bildung weiterer Zyklonen führen. Eine solche Zyklonenfamilie kann 3 bis 5 Zyklonen umfassen, die somit alle auf ähnlichen Bahnen ziehen. Auf diese Weise können entlang einer Polarfront perlenschnurartig mehrere Zyklonen auftreten, sog. Zyklonenfamilien oder Tiefdruckfamilien. Dabei ist das in Zugrichtung gesehen vordere Tief das älteste, 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 Höhe bemerkbar. Diese verdichten sich später 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 Bewölkung noch dichter, bis eine graue Schichtbewölkung den Himmel bedeckt. Aus diesen schichtförmigen Wolkengattungen fallen schließlich Niederschläge, die sehr langanhaltend sein können und bei wärmeren Temperaturen als Landregen bezeichnet werden. Während der Eintrübung ist der Luftdruck stetig gefallen. Da die Warmfront immer näher rückt, steigt auch die Lufttemperatur. Der Wind vor der Warmfront weht noch aus südlichen Richtungen. Dann frischt der Wind allmählich immer stärker auf, zuerst aus Südost, dann aber dreht er über Süd auf West, weil sich Zyklonen gegen den Uhrzeigersinn drehen. Diese Art der Wetterverschlechterung kann sich über 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 Annäherung 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 schließlich nicht mehr möglich sein wird. Bei einsetzendem Niederschlag verschlechtern sich die bis dahin möglicherweise noch hinreichenden Sichtverhältnisse schlagartig. Zusätzlich bilden sich durch Verdunstungsprozesse Dunst und Nebelfelder aus.

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

Dann nähert sich aber die Kaltfront. Diese Art der Wetterverschlechterung geht innerhalb von wenigen Stunden vonstatten. Die heran ziehende Kaltluft drückt die Warmluft in die Höhe, weshalb in der Kaltfront der niedrigste Luftdruck erreicht wird. In dieser aufsteigenden Luft bilden sich mächtige Konvektionswolken (Cumulonimbus). Walzenförmige Haufenwolken erscheinen am westlichen und nordwestlichen Horizont. Es kommt ein böiger Südwestwind auf, welcher rasch auf West und Nordwest dreht, weil sich Zyklonen gegen den Uhrzeigersinn drehen. Die Haufenwolken haben sich innerhalb kurzer Zeit aufgetürmt. Regenschauer mit böigem 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 nördliche Richtungen. In der (trockenen) Polarluft des Kaltsektors herrschen regelmäßig gute Sichtverhältnisse. 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 "Rückseitenwetter".

 

 

Hitzetief

Hitzetief (Land-/Seebrise)

Ein Hitzetief entsteht dadurch, daß in einem Gebiet die durch die Einstrahlung der Sonne erwärmte Luft aufsteigt. Dadurch fällt der Luftdruck in diesem Gebiet ab. Das entstehende flache und stationäre Hitzetief ist meist nur kleinräumig. Wegen der gleichwohl vorhandenen Labilisierung der unteren Luftschichten, welche zu entsprechenden Vertikalbewegungen der Luft führt, kann es trotz seiner geringen vertikalen Mächtigkeit bei ausreichender Feuchtigkeit zu heftigen Wärmegewittern führen. Begünstigt wird die Entstehung eines Hitzetiefs durch geringe horizontale Luftbewegungen. Ein Beispiel für ein derartiges kleineres Hitzetief ist die erhöhte Erwärmung des Landes gegenüber der See, wie vor allem bei stärkerer Sonneneinstrahlung auftritt. Einzelheiten dazu stehen im Kapitel Land- und Seewind.

Große Hitzetiefs entstehen z.B. in der Nähe des Äquators oder über der Sahara in Nordafrika. Ein besonderes Hitzetief ist das Monsuntief, das zu einer Verlagerung der Innertropischen Konvergenzzone (ITCZ) führt, dadurch das Wettergeschehen großräumig beeinflußt und zum Monsunregen führt.

 

 

Islandtief

Azorenhoch und Isandtief

Das Islandtief ist ein über dem Nordatlantik im Bereich von Island nahezu ständig ausgebildetes Tiefdruckgebiet innerhalb der planetarischen Frontalzone. Es ist für Europa ein besonders wetterwirksames Aktionszentrum, durch das vor allem der west- und nordwesteuropäische Raum den überwiegenden Teil seiner Niederschläge erhält. Für seine Entstehung ist das Aufeinandertreffen von kontinentaler Kaltluft, die von Grönland und Neufundland südwärts strömt, und dem warmen Golfstrom, der subtropischer Warmluft vom Golf von Mexiko nordöstlich transportiert, entscheidend. Die Warmluft gleitet dabei auf die Kaltluft auf und verwirbelt dadurch, so daß sich ein Tiefdrucksystem bildet. Ein vergleichbares Tief entsteht regelmäßig über dem Nordpazifik im Bereich der Aleuten, das Aleutentief.  

Trotzdem ist das Islandtief nicht stationär, sondern verändert seine Lage über das Jahr verteilt auf dem Atlantik. Es wandert, wie jedes andere Tiefdruckgebiet, mit der Höhenströmung. Aufgrund des geringeren Energiedefizits am Nordpol liegt das Tief im Sommer in der Labradorsee. Im Winter ist es dagegen meist südöstlich von Island im europäischen Nordmeer anzutreffen. In den Wintermonaten führt das Islandtief häufig 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 ähnlichen Entstehungsbedingungen.

Seinen Namen verdankt das Islandtief natürlich der Insel Island. Meteorologisch gesehen wäre es aber falsch anzunehmen, daß sich das Tief immer um Island herum bildet. Dort entsteht das Tief dort zwar häufig, insbesondere im Winter, tatsächlich entwickelt sich das Tief aber meist auf einer Höhe zwischen dem 60. und 70. nördlichen Breitengrad.

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

 

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