anderungen der h¨aufigkeit und intensit ¨at von ... - IMK-TRO - KIT

6 2 Grundlagen
dieser groß genug, werden die baroklinen Wellen der Isobaren und Isothermen instabil und
können neben den Rossby-Wellen die Strömungsstruktur der Westwinddrifts bestimmen.
Die Entwicklung von Tiefdrucksystemen erfolgt um so intensiver, je ausgeprägter dieser
Temperaturgradient ist. Dies ist besonders im Winter auf der Nordhalbkugel der Fall. Des
Weiteren kühlt das Meer wegen der hohen Wärmekapazität von Wasser im Herbst nicht so
schnell ab wie das Festland, so dass die ersten Kaltluftausbrüche aus Ostkanada/Grönland
einen zusätzlichen Temperaturgegensatz über dem noch warmen Atlantik bewirken (Axer
et al., 2005). Im Sommer dagegen ist Mitteleuropa aufgrund des ausgeprägten Hochdruckeinflusses
über dem Nordatlantik von intensiven Tiefdruckgebieten weniger betroffen.
Ein weiterer wichtiger Faktor bei der Entwicklung von außertropischen Zyklonen ist der
Jetstream, ein Starkwindband im Bereich der oberen Tropopause. Er weist sehr starke horizontale
Windgeschwindigkeitsgradienten auf und kann im Winter bis zu 100 m/s betragen.
Daneben gibt es prinzipiell noch zwei weitere Jetstreams, den Polarfront- und den Subtropenjet,
die aus der Druckverteilung in der Höhe resultieren (Liljequist und Cehak, 1984).
Über die thermische Windbeziehung 1 ist der Jetstream eng mit den baroklinen Zonen verbunden.
Nördlich des Jets ist ein Bereich mit maximaler Vorticity (Wirbelstärke) zu finden.
Baehr et al. (1999) und Yoshida und Asuma (2004) betonen in ihren Arbeiten den wichtigen
Einfluss des Jets für die Entstehung intensiver Tiefdruckgebiete in den mittleren Breiten.
Die Höhenströmung wiederum wird durch das vertikale Windfeld modifiziert. Dieses kann
durch die Omega-Gleichung im p-System ausgedrückt werden (Kurz, 1990):
∂ 2
(σ∇ 2 + f0
2 ∂p 2 )ω = − f ∂
0
∂p [−−→ v g · ∇ p (ζ g + f )] − R p ∇2 [− −→ v g · ∇ p T] − R
c p p ∇2 H (2.1)
mit dem Stabilitätsparameter σ, dem Coriolisparameter f beziehungsweise dem konstanten
Coriolisparameter f 0 , dem geostrophischen Wind −→ v g , der geostrophischen Vorticity ζ g ,
der Gaskonstante R, der spezifischen Wärme c p und den diabatischen Wärmeübergängen
H. Dabei ist ω ≈ −ρgw die generalisierte Vertikalgeschwindigkeit im p-System, wobei w
die Vertikalkomponente des Windes und g die Schwerebeschleunigung ist. Die diagnostische
Gleichung (2.1) drückt das vertikale Windfeld durch die vertikale Vorticityadvektion
(erster Term der rechten Seite) und die Schichtdickenadvektion, die sich aus Temperaturadvektion
(zweiter Term der rechten Seite) und der zweiten räumlichen Ableitung der diabatischen
Wärmeübergänge (dritter Term rechte Seite) zusammensetzt, aus. Mit der Höhe
zunehmende positive Vorticityadvektion (PVA), stärkste Warmluftadvektion (WLA) und
diabatische Wärmeübergänge durch Kondensation bewirken eine Hebung der Luftmassen.
Dadurch kommt es insbesondere im Bereich der oberen Troposphäre zu einer Horizontaldivergenz
der Strömung. Die Divergenz wird insbesondere durch PVA vorderseitig eines
Höhentroges, der eine Folge der barotropen und baroklinen Instabilität ist, verursacht. An
der Drucktendenzgleichung im p-System 2 (Beheng, 2004)
1 Differenz des geostrophischen Windes zwischen zwei Höhenniveaus
2 Die Vertikalkoordinate ist nicht die Höhe z sondern der Druck p.
( ∂p ∫ 0
∂t ) Boden ≈ (∇ p · −→ v h )dp (2.2)
p 0