Höhenwetterkarte

 

 

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Hier erfahren Sie etwas über

 

Höhenwetterkarten

 

Die grundlegenden Eigenschaften einer Wetterkarte sind im Kapitel Wetterkarten dargestellt.

Höhenwetterkarten werden naturgemäß nicht mit Hilfe von Meldungen der Wetterstationen, sondern mit Daten aus den Aufstiegen von Radiosonden erstellt. Sie stellen eine wesentliche und unentbehrliche Ergänzung des Wissens über das Wettergeschehen am Boden dar. Insbesondere, was das Druck- und Strömungsfeld angeht, vermittelt das Geschehen in der freien Atmosphäre wichtige Erkenntnisse. Einflüsse durch Gebirge usw. können hier nicht stören, weshalb die Isohypsen (Linien gleicher Höhe der Druckfläche) regelmäßig einen glatteren Verlauf als die Isobaren der Bodenwetterkarte haben. Isohypsen verbinden alle Orte mit gleicher Höhe über NN, eingezeichnet im Abstand von jeweils 4 zu 4 Dekametern. In Höhenwetterkarten wird stets angegeben, wie hoch eine bestimmte Druckfläche über dem Meeresspiegel in geopotenziellen Metern liegt. Die Höhe einer solchen Ebene gleichen Luftdrucks wird übrigens als Geopotential bezeichnet.

Der Zusammenhang von Isohypsen (Höhenschichtlinien), Temperatur und Druck ist im Kapitel Druckmessung näher dargestellt.

Höhenwetterkarte 500hPa

In Höhenwetterkarten stellten die Isohypsen die Höhen und Senken als Topographie dar. Sie sind zu lesen wie eine Landkarte. Die Höhenschichtlinien entsprechen insoweit den Höhenlinien eines Gebirges. Die Erhebungen (sog. Rücken) sind die im Mittel warmen Hochdruckgebiete, die Täler (sog. Tröge) die im Mittel kalten Tiefdruckgebiete.

Dies ist im Kapitel Wetterkarten eingehend dargestellt.

Die Isohypsen kennzeichnen so die Verteilung von Höhen und Tiefen der Druckfläche über dem dargestellten Gebiet und zeigen zudem die Windrichtung an. Die Strömung verläuft in dieser Höhe als sog. geostrophischer Wind nahezu parallel zu den Isohypsen, weil Druckgradientkraft und Corioliskraft im unbeschleunigten Zustand gleich groß sind. Das hat zur Folge, daß auf der Nordhalbkugel der tiefe Luftdruck immer links zur Strömungsrichtung des Windes liegt. Macht die Isolinie (Isohypse) also einen Bogen nach links, ist der Wind zyklonal (tiefdruckbeeinflußt), verläuft Bogen nach rechts, ist die Luftströmung antizyklonal und damit hochdruckbeeinflußt. Der Abstand der Isohypsen (Höhengefälle) gibt, wie die Drängung der Isobaren in der Bodenkarte, Auskunft über die Windgeschwindigkeit.

Außerdem werden bei Bedarf  die Temperatur- und Feuchtewerte sowie die Taupunkttemperatur eingetragen sowie Isothermen (Linien gleicher Temperatur) und Isotachen (Linien gleicher Windgeschwindigkeit) dargestellt.

Zwischen den bodennahen Wetterlagen und Wetterlagen in höheren Luftschichten besteht eine kontinuierliche Interaktion. Die Vorgänge in der Höhe beeinflussen daher auch die Abläufe in anderen Schichten der Atmosphäre und umgekehrt. Das, was wir am Boden als Wetter erleben, wird somit maßgeblich auch von den Vorgängen in größeren Höhen bestimmt. Die Abläufe, die unser Wetter hervorrufen, sind deshab letztlich nur zu verstehen und können folglich erst recht nur vorgehersagt werden, wenn man tasächlich alle relevanten Atmosphärenschichten berücksichtigt.
Zudem hat das
Höhenwetter den weiteren Vorteil, daß es nicht den kurzfristigen und wechselhaften Einflüssen unterliegt, denen das Bodenwetter durch den Tag-/Nachtwechsel und die damit einher gehende Erwärmung bzw. Abkühlung des Bodens, aber auch die Geländegestalt, die Reibung des Windes an der Erdoberfläche usw. ausgesetzt ist. Die tatsächlichen Wettertendenzen lassen sich somit aus den Höhenwetterkarten wesentlich besser aus dem oft chaotischen Wettergeschehen herausfiltern als das nur mittels der Bodenwetterkarte möglich wäre.

Die Druckflächen und damit die Niveaus der Höhenwetterkarten sind international festgelegt. Für verschiedene Höhen werden aus den Daten der Radiosondenaufstiege (00 und 12 Uhr UTC, teilweise auch Zwischentermine) Karten gezeichnet, die meist folgende meteorologischen Elemente beinhalten:

Folgende Niveaus sind für Höhenwetterkarten gebräuchlich:

Druckfläche

Höhe MSL

850 hPa

1.457 m

700 hPa

3.013 m

500 hPa

5.574 m

300 hPa

9.164 m

200 hPa

12.000 m

Diese Druckflächen entsprechen im wesentlichen den Vorgaben der sog. Standardatmosphäre auf Meereshöhe.

Das Bild der Höhenwetterkarte kann sich völlig anders darstellen, als das der Bodenwetterkarte. Die Entwicklung von Tiefdruckgebieten am Boden zeigt, daß die Entwicklung in der Höhe erst allmählich auf das Wettergeschehen am Boden reagiert - und umgekehrt.

Das zeigen die beiden Abbildungen rechts zum Wettergeschehen am 1.3.2008 (Orkantief Emma).

Bodenwetterkarte

Höhenwetterkarte 500hPa

 

 

Die 850 hPa-Karte

So zeigen also z.B. Höhenkarten für das Druckniveau 850 hPa die Verhältnisse ca. 1,5 km Höhe. In dieser Höhe schwindet der Einfluß des Erdbodens auf die Luft, so daß u.a. der nahe der Erdoberfläche typische Tagesgang der Lufttemperatur fast nicht mehr auftritt. Dies gilt natürlich nicht für das höhere Bergland, wie z.B. die Alpen. Andererseits variiert die Höhe der 850-hPa-Druckfläche in Hoch- und Tiefdruckgebieten mehr oder weniger stark.
Diese 850 hPa-Karten zeigen üblicherweise die Temperaturen auf der Druckfläche als farbige Flächen sowie die Isohypsen als weiße Linien. An den Linien sind in weißen Kästchen Zahlen markiert, welche die Höhe angeben, auf der die Druckfläche von 850 hPa liegt. Diese Angabe erfolgt in Dekameter. Multipliziert man diese Zahl mit 10, so erhält man die Höhe in Meter.

Die 850 hPa-Karte ist damit zugleich ein gutes Maß für die thermische "Qualität" der Luftmasse. Weil die Temperaturverhältnisse in dieser geringen Höhe trotzdem aber grds. entsprechende Auswirkungen für die Temperatur am Boden haben, eignet sich die 850 hPa-Karte ausgezeichnet, um die Höchsttemperatur eines Orts am Erdboden abzuschätzen.
Im Sommer stellt sich bei einem "Strahlungstag", also einem Tag mit sehr viel Sonnenschein bei relativ wenig Wolken oder Dunst, durch die turbulente Durchmischung der Luft unterhalb dieser Druckfläche ein sog.
trockenadiabatischer Temperaturgradient ein mit einer Abkühlung von ca. 1° pro 100 m Höhenzunahme. Addiert man zur Temperatur auf der 850-hPa-Druckfläche also 1 ° pro 100 m bzw. 0,01 ° pro Meter bis man sich auf der Höhe des Ortes befindet, für den man die Höchsttemperatur bestimmten möchte, erhält man ein recht gutes Ergebnis.

850 hPa-Karte

Beispiel: Liegt die 850 hPa Druckfläche z.B. auf 1.600 m Höhe und die Temperatur beträgt dort 15 °C, dann ist es auf Meereshöhe ca. 31 °C, in einem Ort auf 500 m über NN etwa 26 °C warm.

Tatsächlich erwärmen sich die untersten, bodennähesten Luftschichten durch die starke Erhitzung des Erdbodens aber regelmäßig stärker als die darüber liegenden. Die Folge ist, daß der bodennahe Temperaturgradient den trockenadiabatischen teilweise deutlich übersteigt. Man spricht insoweit von "Überhitzung" oder  "Überadiabasie". Um diesen überadiabatischen Zustand der bodennahen Luft bei der vg. Überschlagsrechnung zu berücksichtigen, rechnet man einen pauschalen Überadiabasie-Zuschlag hinzu. Dabei gilt: Je sonniger und trockener, desto größer ist der Zuschlag. Für einen trockenen Hochsommertag hat sich dafür ein Wert von 3 ° als realistisch erwiesen. Mit Blick auf das vorherige Beispiel käme man demnach nicht auf 31 bzw. 26 °C, sondern sogar auf 34 bzw. 29 °C als Höchsttemperatur.

Daraus ergibt sich für die überschlagsmäßige Berechnung der Maximaltemperatur eines Ortes im Sommer folgende Faustformel:

Höchsttemperatur = 0,01 x (Höhe 850 hPa-Druckfläche in m - Höhe Ort in m) +Temperatur in 850hPa + 3 °
 

Wie schon gesagt, eignet sich diese Rechenmethode nur für die Verhältnisse im Sommer. Im Winter ist das nicht ganz so einfach, weil dann bodennahe Kaltluft die Sache erheblich komplizierter macht. Oftmals ist dann sogar am Boden kälter als in 1.500 m Höhe!

 

Die 500 hPa-Karte

In der Standardatmosphäre liegt die Ebene der 500 hPa-Schicht in ca. 5.520 m MSL. Das ist zugleich die Normhöhe der 500er-Druckfläche. Der 500 hPa-Druckfläche kommt eine meteorologische Sonderstellung zu. Sie teilt einmal die Masse der Atmospäre ungefähr in zwei Hälften und die dort ablaufenden Prozesse (Windströmungen) haben zweitens auch herausragenden Einfluß auf das Wettergeschehen. Sie ist damit  Grundlage einer der wichtigsten Höhenwetterkarten.

Wie schon ausgeführt, repräsentiert die 500 hPa-Karte die Wettersituation in ca. 5,5 km Höhe und zeigt damit, welche Einflüsse das Wetter am Boden erzeugen und steuern. Auf dieser Karte ist der Jetstream, ein Sturmband von mehreren hundert Kilometern Breite, das sich einmal um die gesamte Nord- und Südhalbkugel der Erde windet, deutlich zu erkennen. Der Jetstream ist mit der Polarfront für die Tiefdruckentwicklung am Boden von wesentlicher Bedeutung. Alle Tiefdruckgebiete am Boden bewegen sich mit dieser Höhenströmung. Mal hat sie einen eher zonalen Charakter (West-Ost), mal mäandriert sie stärker, was in unseren Breiten dann zu mehr nördlichen oder südlichen Zugbahnen der Tiefdruckgebiete führt. Bei der Beurteilung von Höhenwetterkarten spielen die sog. Höhentiefs mit oft extrem unterkühlten Kaltlufteinschlüssen (Kaltlufttropfen) eine große Rolle. Niedrige Temperaturen in der Höhe lösen vor allem im Sommer bei gleichzeitig warmer, bodennaher Luft labile Wetterlagen aus, die mit häufigen Schauern oder Starkregen einher gehen.

Dies wird im Kapitel Polarfront näher dargestellt.

Auf der 500-hPa-Karte ist der Jetstream anhand sehr dicht beieinander liegender Isohypsen (Drängung) gut zu erkennen. In der Abbildung oben liegt er bei der etwas dicker durchgezogenen Isohypse 552. Auf der Höhenwetterkarte ist, wie erwähnt, nicht der Luftdruck, sondern die zu einem bestimmten Luftdruck (500 hPa) gehörende Höhe in geopotentiellen Dekametern eingetragen. 552 heißt also, daß die Druckfläche von 500 hPa in einer Höhe von 5.520 m Höhe liegt.

500 hPa-Karte (Beispiel)

Das Wettergeschehen an der Polarfront und damit auch der Jetstream haben bestimmenden Einfluß auf das Wetter am Boden (siehe Beispielkarte links):

Infolge des Mäandrierens der Polarfront beulen sich an bestimmten Stellen die Isohypsen zunehmend vom Pol in Richtung Äquator aus. Es entsteht ein sog. Höhentrog. Kaltluft aus dem Norden dringt darin südwärts vor. Weil die Isohypsen auf der Vorderseite des Trogs etwas auseinanderlaufen, bildet sich hier eine Divergenz, die in der Höhe zu einem Luftmasseverlust führt. Die fehlende Luftmasse strömt nun von unten nach, weshalb sich - in Zugrichtung gesehen - unter der Vorderseite des Höhentrogs ein Tiefdruckgebiet entwickelt. Schlechtes Wetter ist die Folge. Das Schlechtwettergebiet konzentriert sich dabei von der Trogvorderseite bis zur Trogachse (in der Abbildung als grüne Troglinie gekennzeichnet). Auf der Trogrückseite laufen die Isohypsen dagegen zusammen, es bildet sich eine Konvergenz. Die Folge ist ein Zuviel an Luftmasse, ein Luftmassestau, der überwiegend nach unten abfließt, weshalb unter der Trogrückseite der Luftdruck am Boden steigt. Es bildet sich ein Hochdruckgebiet.

Die Mäanderbewegung der Polarfront kann aber auch polwärts schwingen. Dann beulen sich in diesem Bereich die Höhenlinien vom Äquator in Richtung Pol aus. Es entsteht ein Höhenhochkeil oder auch -rücken. Warmluft aus dem Süden dringt hier nach Norden vor. Unter einem Höhenhochrücken ist am Boden immer ein Hochdruckgebiet mit entsprechendem Wetter zu erwarten.

Liegen die Isohypsen eng beeinander und ändern auf kurzer Distanz ihren Krümmungsradius, hat sich in diesem Bereich ein kurzwelliges Trog-Rücken-System gebildet. Eine rasche Abfolge von Tiefdruckgebieten am Boden, unterbrochen von kurzen Zwischenhochs, machen das Wetter am Boden recht wechselhaft. Solche Bodentiefs bilden sich dann recht schnell, wenn vorher noch keine da gewesen sein sollten bzw. vertiefen sich rasch, wenn sich schon entsprechende Ansätze gebildet hatten.

Zumeist sind auf dieser Karte auch die Temperaturen angegeben. Häufig werden diese in unterschiedlichen Farben kenntlich gemacht. Für die Stabilität oder Labilität der Schichtung der Atmosphäre ist die Temperaturdifferenz zwischen 500 hPa und 850 hPa maßgebend. Umso größer diese Differenz ist, desto labiler ist die Atmosphäre. Zieht also besonders höhenkalte Luft (Trog) über ein Gebiet hinweg, muß mit ausgesprochen wechselhaftem Wetter mit Schauern und Gewittern gerechnet werden. Strömt dagegen Warmluft (Advektion) heran, liegt in der Regel ein Aufgleiten vor, d.h. die herangeführte Luftmasse muß großflächig gehoben werden. Das ist typisch für eine Warmfront. Im Zuge der Hebung kühlt sich die Luft ab, kondensiert und es entstehen Schichtwolken, die teilweise länger anhaltende Regen- oder Schneefällen bringen können.

 

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