• thermische Tiefdruckgebiete und
• dynamische Tiefdruckgebiete (Zyklone).

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.

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.

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”.

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):

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.

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.

Die Abbildung rechts zeigt das Strömungsbild dieses Prozesses in unterschiedlichen 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.

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).

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

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.

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.

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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.