Polarfront

 

 

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Polarfront

Als Polarfront wird nach der norwegischen Meteorologenschule von V. Bjerknes {1862-1951) seit den 1920er Jahren die frontale Grenze zwischen der Polarluft und der (sub)-tropischen Luft bezeichnet. Sie liegt zwischen 30° und 70° nördlicher bzw. südlicher Breite. Sie umfaßt fast die gesamte Halbkugel. Ihre mittlere Lage unterliegt jahreszeitlich bedingt größeren Schwankungen. Die Polarfront liegt im Winter weiter im Süden bei 40 - 50° Breite über dem Nordatlantik von Südengland bis zu den Bermudas und dringt sogar bis ins Mittelmeergebiet vor, während sie im Sommer wesentlich nördlicher bei 60 - 70° Breite über Mitteleuropa oder Skandinavien verläuft. Sie ist im Winter wegen der größeren Temperaturunterschiede zwischen hohen und niedrigen Breiten deutlich ausgeprägter wie in der warmen Jahreszeit.

An dieser Grenzfläche strömen die Luftmassen der polaren Kaltluft und der subtropischen Warmluft in entgegen gesetzter Richtung aneinander vorbei. Anders als die wetterwirksamen Fronten der Tiefdruckgebiete trennt die Polarfront damit 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 bestimmenden dynamischen Tiefdruckgebiete in den höheren Mittelbreiten .

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

Die planetarische Frontalzone umfaßt die Ferrel-Zelle und die Polar-Zelle.

Polarzelle

Sie stellt für die mittleren Breiten die wetterwirksamste Front dar. Unterbrechungen sind auf die Modifikationen durch die Land-Meer-Verteilung, insbesondere auf die Existenz von Hochdruckgebieten zurückzuführen, deren divergente Strömungsverhältnisse die Polarfrontbildung verhindern bzw. eine schon vorhandene Polarfront zur Auflösung bringen.

 

Ursachen

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

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

Weil die Atmosphäre jedoch stets einen Temperaturausgleich anstrebt, strömt die warme Luft aus den äquatorialen Gebieten nach Norden bzw. Süden. In den mittleren und nördlichen bzw. südlichen Breiten wird der Wärmeaustausch durch die Tiefdruckgebiete bewirkt. Diese entstehen bevorzugt im Bereich der Polarfront, die z.B. auf der Nordhalbkugel die kalten polaren Luftmassen im Norden von den warmen subtropischen Luftmassen im Süden trennt. Über die Entstehung der Tiefdruckgebiete steht mehr im Kapitel Druckgebiete. Im wesentlichen gibt es auf jeder Halbkugel zwei Zirkulationssysteme, welche die Luft austauschen. Mehr zu den atmosphärischen Zirkulationssystemen steht im Kapitel Zirkulation.

Ein Zirkulationssystem liegt zwischen Äquator und dem 30. Breitengrad, die Hadley-Zellen, und das andere zwischen den Polen und dem 60. Breitengrad, die Polar-Zellen. So kommt aber weder die warme Luft vom Äquator zu den Polen noch die polare Kaltluft zum Äquator. Für den Austausch zwischen dem 30. und dem 60. Breitengrad funktioniert das vorher dargestellte Zirkulationsssystem nicht, da die warme Luft, die am 30. Breitengrad als Westwind absinkt, dort nicht gleichzeitig wieder aufsteigen kann. Ebenso kann die kalte Luft von den Polen, die am 60. Breitengrad am Boden als Ostwind weht, nicht gleichzeitig von oben absinken und in Richtung Äquator strömen. Da aber warme Luft sich ausdehnt, d.h. mehr Platz einnimmt als die gleiche Menge kalte Luft (siehe Kapitel Luftdichte), reichen die Zirkulations-Zellen am Äquator wesentlich höher in die Atmosphäre als  an den Polen (siehe Abbildung rechts oben). Die warme Luft "fließt" daher wie Wasser von einem Berg in Richtung der Pole und wird aufgrund der Coriolis-Ablenkung zu einem Westwind. Das ergibt zwar noch keinen Austausch von warmer und kalter Luft, aber der Höhenunterschied zwischen den beiden Kreisläufen wird dafür größer. Also "fließt" die Luft immer schneller in Richtung der Pole, so daß auch der Westwind kräftiger wird.

Luftverwirbelung im Lee von Guadalupe

Zwischen den Hadley-Zirkulationssystemen und den polaren Zellen ergeben sich so die Ferrel-Zellen. Die mittleren Breiten (etwa 35° bis 70°) sind durch ein starkes meridionales Temperaturgefälle (ca. 3 - 10 K pro 1.000 km) gekennzeichnet. Unter Einwirkung der Coriolis-Kraft führt dies zur Ausbildung eines kräftigen, westwärts gerichteten thermischen Windes (Zone der Westwinddrift). Was nun passiert kann man in jedem Bach beobachten: Wenn Wasser schnell fließt, bilden sich Verwirbelungen und Strudel. Das gilt erst recht, wenn sich im Wasser ein Stein oder ein anderes Hindernis befindet. Dann entstehen in Fließrichtung dahinter quasi ortsfeste Wirbel. Ebenso verhält es sich mit dem Wind. Luft ist nämlich dem Wasser in seinem Strömungsverhalten sehr ähnlich. Auch in diesem Westwind entstehen also Verwirbelungen und Strudel. Sucht man entsprechende Hindernisse in dieser Westwindströmung, finden sich zwei geographischen Gegebenheiten, die für unser Wetter relevant sind: die Rocky Mountains und die Spitze von Grönland. Der Westwind kann um die Gebirge nicht herum, sondern muß drüber hinweg wehen. Dadurch erhöht sich seine Geschwindigkeit und die Wirbel entstehen. Diese gehen mal in Richtung der Pole mal in Richtung Äquator und nehmen von dort warme oder kalte Luft mit. Dadurch schaffen sie letztlich die noch fehlende Verbindung zwischen dem 30. und 60. Breitengrad. Obwohl diese Wirbel (Tiefs) ganz zufällig entstehen, ist in einigen Regionen doch einer Häufung zu beobachten. Weht der Westwind an der Spitze von Grönland vorbei, bildet sich dort regelmäßig ein besonderer, quasi stationär entstehender Wirbel, das Islandtief.

Verglichen mit der Hadley-Zirkulation ist die Strömung in den mittleren Breiten deshalb sehr unbeständig. Nur im langfristigen Mittel wird erkennbar, daß die Luftströmung einem großräumigen Muster (Ferrel-Zirkulation) folgt. Großräumige wellenförmige Störungen in der Westwinddrift (barotrope und barokline Wellen, Rossby-Wellen) führen zur Ausbildung von Tief- und Hochdruckgebieten (Zyklogenese), die das Wettergeschehen in unseren mittleren Breiten maßgeblich bestimmen. An dieser Westwinddrift entlang wandern diese Druckgebiete von West nach Ost, die je nach Charakterisierung als zyklonal oder antizyklonal abwechselnd Regen oder Sonnenschein bringen. Hitzeperioden im Sommer können häufig abrupt von Temperaturstürzen wieder beendet werden. Auf der Vorderseite der Zyklonen werden mit den Winden aus Süden warme Luftmassen nach Norden und auf ihrer Rückseite kalte Luft nach Süden verfrachtet. Ein Teil der in der subpolaren Tiefdruckrinne aufgestiegenen kalten Luft gelangt in größeren Höhen bis zum subtropischen Hochdruckgürtel und sinkt dann dort ab, von wo wieder ein Teil zur subpolaren Tiefdruckrinne zurück strömt. Die Tiefdruckgebiete unserer Breiten sind demnach eigentlich nicht als "Störungen" anzusehen, vielmehr sind sie wesentliche Bestandteile der globalen allgemeinen Zirkulation.

Polarfront

Polarfront und Polarjet

Wegen der Bedeutung für unser Wetter soll hier nochmals auf das Zusammenwirken von Polarjet und Polarfront eingegangen werden.

Die planetarische Frontalzone ist die Zone mit dem stärksten Temperatur- und Luftdruck-Gefälle zwischen der warmen Tropenzone und der kalten Polarzone. Wenn kalte Luft über eine noch relativ warme Oberfläche strömt, kommt es zu einer labilen Luftschichtung (kalte über warmer Luft). Überall dort, wo die Luft gehoben wird und dementsprechend abkühlt, setzt wegen der relativ hohen Luftfeuchtigkeit von warmer Luft sehr schnell Wolkenbildung ein und es bilden sich mächtige und hochreichende Konvektionszellen. Die Wolken markieren so den Verlauf der Polarfront. Weil warme Luft sich in der Höhe mehr ausdehnt als kalte Luft, entsteht an der Polarfront ein starkes und mit der Höhe zunehmendes Druckgefälle (Druckgradient) von der tropischen Warmluft hin zur polaren Kaltluft. Die Warmluft kann aber die Kaltluft wegen der niedrigen Tropopausenhöhe nicht überströmen. Aufgrund des unterbundenen Luftmassenaustausches verschärfen sich die Gegensätze der Lufttemperaturen und des Luftdrucks auf relativ engem Raum. Wegen des großen Temperatur- und Dichteunterschiedes zwischen beiden Luftmassen und des damit einhergehenden mit der Höhe immer größer werdenden Luftdruckgefälles (Warmlufthat eine größere vertikale Ausdehnung als Kaltluft, so daß in einer Luftsäule mit zunehmender Höhe der Luftdruck dementsprechend langsamer abnimmt) entsteht ein starker zunächst polwärts gerichteter Höhenwind, der durch die Erdrotation (Corioliskraft) zu einem Westwind umgelenkt wird und der sich schließlich bis zum Boden hin durchsetzt (Westwindzone, Westdrift). An der Tropopause führt dies zur Ausbildung von schlauchartigen Starkwinden, den Polarfront-Jetstreams.

Zyklogenese

Der Polarfront-Jetstream bildet das Steuerungssystem des Wettergeschehens an der Grenze zwischen der warmen subtropischen und der kalten polaren Luftmasse. Unter dem Einfluß der Erdrotation strömt die warme Luft ostwärts, die kalte Luft in entgegengesetzter Richtung daran vorbei (s. Abbildung unten links, Abb. b und c). Wie schon gesehen, trennt die Polarfront die polare Luftmasse von der gemäßigten Luft und durchschneidet als etwa 1 km mächtige, isotherme Schicht die gesamte Troposphäre.

Die kalte, dichte und deshalb schwere Polarluft schiebt sich dabei keilförmig unter die wärmere gemäßigte Luft. Die Front weist normalerweise eine Neigung von etwa 1:100 auf, wobei in der Front starke Temperaturunterschiede bestehen, die auf einer Strecke 100 km bis zu 7 °C erreichen. Eine Störung der Gleichgewichtslage der Neigung der Polarfront, z. B. durch Strömungsänderungen in einer der beiden Luftmassen, zieht sofort Störungen in der Frontalzone nach sich, wobei letztere bestrebt ist, eine neue Gleichgewichtslage herbeizuführen. Hierbei schwingt sie allerdings zunächst um die neue Lage hin und her, vergleichbar einem aus der Ruheposition gebrachten Pendel. Auf diese Weise werden an der Frontalzone wellenähnliche Prozesse in Gang gesetzt, woraus sich nach der oben genannten Polarfronttheorie die wandernden Tiefdruckgebiete entwickeln, welche als Wellen und Wirbel an der Polarfront entlangziehen. Der geostrophische Wind verändert sich mit der Höhe genau dann, wenn auf einer Druckfläche thermische Gegensätze vorhanden sind (siehe thermischer Wind). An der Polarfront ist das der Fall, was dazu führt, daß in der Frontalzone der frontalzonenparallele Wind stärker wird. Dabei nimmt der thermische Wind nach oben hin an Stärke so lange zu, bis sich der Temperaturgradient auf den Druckflächen umkehrt.

Rossby-Wellen

Entsteheung von Frontensystemen an  der Polarfront

Die Temperatur- und Druckgegensätze (Temperatur-, Druckgradienten) zwischen Warm- und Kaltluft sind im Verlauf der Polarfront aber nicht überall gleich. Dadurch ergeben sich unterschiedliche Windgeschwindigkeiten innerhalb der Jetstreams der Westwinddrift. Infolge dieser Unregelmäßigkeiten des Jetstreams oder Impulse, z.B durch die Land-Meer-Temperaturgegensätze oder die in die Westwinddrift aufragenden Gebirge, wie z.B. die Rocky-Mountains, die Anden, das norwegische Gebirge oder der Himalaya, werden die Jetstreams abwechselnd beschleunigt und dann wieder abgebremst, weshalb die Windgeschwindigkeiten im Jetstream schwanken (Fluktuationen). Dadurch fängt der Jetstream ab einer kritischen Strömungsgeschwindigkeit an zu mäandrieren, sodaß kalte Luft in Richtung Äquator und warme Luft in Richtung Pol vorstößt. Die warme Luft schiebt sich dabei in Form eines "Wellenbergs", eines sog. Hochkeils oder Rückens vor, die Kaltluft bildet Wellentäler, d.h. einen sog. Kältetrog aus. Es entstehen sog. Rossby-Wellen (Abb. b). Auf dem Erdumfang liegen normalerweise 4 bis 6 dieser Wellen. Die Wellenlänge beträgt damit mehrere 1.000 km. Die Wellenberge (Höhenrücken, Hochkeile) enthalten tropische Warmluft, die Wellentäler (Höhentröge) dagegen polare Kaltluft (Abb. c). Besonders dort, wo die Kaltluft weit nach Süden vorstößt, bildet sich ein scharfes Druckgefälle aus und die Isobaren liegen sehr eng beieinander. Dieser Bereich wird auch als planetarische Frontalzone im engeren Sinne bezeichnet. Die Rossby-Wellen steuern die Lage der darunter liegende Trennschicht (Frontfläche) zwischen warmer und kalter Luft. Zugleich verstärken sie ihrerseits die Fluktuationen im Jetstream.

Die Höhenströmung wird deshalb zunehmend turbulent: Aus Konvergenzen entwickeln sich abwärts gerichtete Hochdruckwirbel (dynamische Hochs), aus Divergenzen aufwärts gerichtete Tiefdruckwirbel (dynamische Tiefs). Der Bereich westlich vor der Frontalzone, in dem die Isobaren sich verengen (konvergieren), wird als Einzugsbereich der Frontalzone bezeichnet. Den Bereich östlich nach der Frontalzone, in dem sich die Isobarenabstände wieder vergrößern (divergieren), bezeichnet man als Delta der Frontalzone. Weil die Luft in den Tiefs gehoben wird und sich dabei abkühlt, können sich bei ausreichend hoher Luftfeuchtigkeit viele Wolken bilden. Diese dynamischen Tiefs werden von der Höhenströmung nach Osten davongetragen und sorgen unter ihren Zugbahnen für mildes, feuchtes und wechselhaftes Wetter. Da diese dynamischen Tiefs an der Grenze zwischen tropischer Warmluft und polarer Kaltluft entstehen und die beiden Luftmassen dadurch miteinander verwirbelt werden, bilden sich auf diese Weise (fast) immer Frontensysteme aus Warm- und Kaltfront (Zyklogenese). Im weiteren Verlauf der Drehbewegung des Tiefs werden die Warm- bzw. Kaltfront schließlich vom Tiefdruckzentrum ausgehend zusammengeführt (Okklusion).

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

Der Polarfrontjet erzeugt so auf seiner linken Seite (polseitig) dynamische Tiefs, die sich entgegen dem Uhrzeigersinn drehen, und auf seiner rechten Seite (äquatorseitig) dynamische Hochs, die sich im Uhrzeigersinn drehen. Dieses Geschehen an der Frontalzone führt zur Bildung von Tiefdruckgebieten, die dann in der Westwinddrift mit einer Geschwindigkeit von ca. 50 km/h nach Osten wandern und relativ gut vorhersagbares „Schlechtwetter“ mit sich bringen. Vor allem dieses Mäandrieren der Front, die ständig 4 - 6 Wellen enthält, macht die Ferrel-Zelle so instabil. Das Entstehen von Tiefdruckgebieten wird Zyklogenese genannt.

Der Jetstream durchläuft dabei mehrere sich wiederholende Phasen, in denen er unterschiedlich starke Schwingungen zeigt: Zunächst mäandriert er nur wenig, und es bilden sich nur wenige dynamische Tiefs, so daß auch nur eine geringe Durchmischung von tropischer Warmluft und polarer Kaltluft stattfindet (Abb. b). Infolgedessen baut sich an der Polarfront ein immer stärkerer Temperatur- und Druckgegensatz auf, wodurch der Jetstream immer stärker mäandriert und sich dabei vermehrt dynamische Tiefs entwickeln (Abb. c). Die Höhenströmung verlangsamt sich zusehens bis sie schließlich ganz zusammenbricht. Dann lösen sich ganze Höhentröge der Rossby-Wellen als (kalte) Tiefdruckwirbel (Höhentiefs, Kaltlufttropfen) von der Kaltluft und wechseln auf die Warmluftseite über (Cut Off). Dasselbe passiert mit umgekehrten Vorzeichen und in umgekehrter Richtung auch mit den warmen Hochkeilen (Abb. Rossby-Wellen d). Das führt endlich zu einer besseren Durchmischung von tropischer Warmluft und polarer Kaltluft. Polwärts entwickelt sich unterdessen ein neuer Jetstream, der zunächst wieder nur wenig mäandriert bis sich erneut ein höherer Temperaturgradient bzw. Druckgradient aufgebaut hat.

Cut-Offs haben eine lange Lebensdauer und sind schwer vorhersagbar. Dies gilt insbesondere für die Verlagerung eines Cut-Offs, denn dessen Bewegung wird nicht mehr durch die Höhenströmung, sondern vor allem durch die Luftdruckverteilung (z. B. Antizyklonen) gesteuert.

In der Höhe weist der Cut-Off ein tiefes Geopotential und am Boden meist tiefen Luftdruck auf. In der Bodenwetterkarte sind deshalb häufig geschlossene Isobaren zu erkennen. Ist dies nicht der Fall, so ist durch das Abschnüren der Kaltluftmasse ein Kaltlufttropfen entstanden, der einen speziellen Fall des Cut-Off darstellt. Oft liegt aber unter der abgeschnürten Kaltluft oder an dessen Rand ein Tiefdruckgebiet, das mit seinen Fronten die Wetterlage beeinflußt.

 

Kaltlufttropfen

Ein Kaltlufttropfen ist, wie eben erwähnt, ein besonderer Fall des Cut-Off. Ein Kaltlufttropfen kann auch als Relikt einer voll entwickelten Zyklone auf deren Rückseite im Trog entstehen, deren Bodenwirbel sich aufgefüllt hat. Solche Gebilde sind dann von der Strömung her zyklonale Höhenwirbel, vom Luftdruck her Höhentiefs und von der Temperatur her sog. Kaltlufttropfen. Ein solches Höhentief aus Kaltluft (Kaltlufttropfen) kann entstehen, wenn die auf der Rückseite eines Tiefs weit nach Süden vorstoßende Kaltluft durch nach Norden vorstoßende Warmluft abgeschnitten wird (Cut-Off). Die Entsteheung eines Kaltlufttropfens zeigen die beiden unteren Bilder in der Abbildung Zyklogenese links oben. Im Fall des Cut-Off isoliert sich in der mittleren und oberen Troposphäre kalte Polarluft. Es handelt sich dabei um ein von allen Seiten von Warmluft umgebenes Kaltluftgebiet in der Höhe, das in der Bodenwetterkarte kaum auszumachen ist. Ein Kaltlufttropfen weist somit in der unteren Troposphäre keine Tiefdruckaktivität auf. Am Boden sind im Isobarenfeld keine geschlossenen Isobaren erkennbar. In der Höhe ist dagegen im Bereich der abgekapselten Kaltluft ein kräftiges Höhentief vorhanden, da sich in der Kaltluft der Luftdruck mit zunehmender Höhe stärker verringert als in warmer Luft. In höheren Luftschichten lassen sich daher vor allem mittels relativer Topographien (z.B. 500 hPa-Karte) geschlossene Isohypsen ausmachen. Kaltlufttropfen werden auf Wetterkarten zum Teil als gestrichelter Kreis mit einem großen "K" im Zentrum dargestellt.

Ausgeprägte Kaltlufttropfen haben nicht selten die Größe Mitteleuropas und verlagern sich mit ihrem Schlechtwettergebiet nur sehr langsam.  Die Verlagerung erfolgt in der Regel in Richtung der unteren Strömung. Sie lösen sich zudem auch nur langsam auf. Kaltlufttropfen bestimmten deshalb oft wochenlang mit ihrem ausgeprägt schlechten Wetter das Wettergeschehen über dem betroffenen Gebiet. Eingebettet in die warme Luft sind diese kalten Höhentiefsrecht stabil, weil innerhalb des Wirbels bis in große Höhen der Luftdruck niedriger ist als in der wärmeren Umgebung. Kaltlufttropfen treten häufig in den Übergangsjahreszeiten auf. In der warmen Jahreszeit kommt es wegen der tiefen Höhentemperaturen bei starker Erwärmung der bodennahen Luft zu ausgeprägt labiler Luftschichtung (kalte über warmer Luft), so daß es zu Hebungsvorgängen  mit entsprechend hochreichender Wolkenbildung kommt. Vor allem im Zentrum des Kaltlufttropfens führt das zu ergiebigen Niederschlägen und Gewittern.

Die hochreichende Konvektion führt aber auch zu freiwerdender latenter Wärme und damit zur allmählichen Erwärmung der kalten Luft. Auch horizontale Durchmischung bewirkt eine spürbare Wärmezufuhr. Beide Prozesse laufen aber nur langsam ab. Entsprechend langlebig sind die Kaltlufttropfen. Auf der Rückseite eines Kaltlufttropfens gleitet warme Luft auf. Dadurch entsteht eine mehr oder minder mächtige Aufgleitbewölkung mit As und Ns und zusätzlichen Quellwolken, u.U. sogar Cb, mit sehr niedrigen Untergrenzen und starken Niederschlägen.

Auch abgespaltene Hochdruckwirbel halten sich lange, denn der Luftdruck in ihrem Zentrum bleibt bis in große Höhen stets über dem ihrer kühleren Umgebung. Sie können eine enorme Größe erreichen und als blockierende Hochdruckgebiete dynamische Tiefdruckgebiete am Weiterziehen hindern oder zu erheblichen Umwegen zwingen.

Eine solche blockierende Lage war für die anhaltende Hitzewelle im Sommer 2010 in Russland mit den verheerenden Waldbränden und die gleichzeitigen gewaltigen Niederschläge in Pakistan mit katastrophalen Überschwemmungen verantwortlich.

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