M2 Synoptisches Regime und Zyklogenese

Thema

Das synoptische Regime umfasst Wettersysteme, die sich horizontal über 1.000 bis 5.000 Kilometer erstrecken und in den mittleren Breiten maßgeblich die täglichen Wetterschwankungen bestimmen. Diese synoptischen Systeme erzeugen den Großteil der Tief- und Hochdruckgebiete, die die mittleren Breiten überqueren, und sind zudem für die deutlich schnelleren und variableren Wettermuster in diesen Breiten im Vergleich zu den Tropen verantwortlich.

Innerhalb dieses synoptischen Regimes entstehen außertropische Zyklonen durch barokline Instabilität: Der meridionale Temperaturgradient zwischen den Tropen und den Polen birgt potenzielle Energie, und diese barokline Instabilität bewirkt, dass diese potenzielle Energie in die kinetische Energie der Wellen umgewandelt wird, aus denen schließlich der Zyklon entsteht. Eadys Theorie, formuliert 1949, quantifiziert diese Umwandlung präzise: Sie sagt voraus, dass die Wachstumsrate dieser Wellen bei Wellenlängen zwischen 4.000 und 5.000 Kilometern am höchsten ist und dass diese Wellen mit maximalem Wachstum zwei bis drei Tage benötigen, um sich vollständig zu entwickeln.

Sobald barokline Instabilität einen außertropischen Zyklon in Bewegung setzt, durchläuft dieser einen Lebenszyklus, den Bjerknes' Konzeptmodell in vier aufeinanderfolgenden Stadien beschreibt: Zunächst erscheint er als einfache Welle über einer Front; dann verstärkt sich diese Welle innerhalb der Zyklogenese selbst; später erreicht sie ihre volle Stärke, wenn die Kaltfront die Warmfront einholt und verdeckt; und schließlich löst sie sich auf, da der Verbrauch dieser potenziellen Energie dazu führt, dass sich der Zyklon nicht weiter verstärkt, sondern abschwächt.

Wenn dieser Zyklogenese-Prozess außergewöhnlich schnell abläuft, sinkt der Kerndruck des Zyklons innerhalb von nur 24 Stunden um mehr als 24 Hektopascal – ein Schwellenwert, der auf den Breitengrad (60°) normiert ist. Wird dieser Schwellenwert überschritten, spricht man von einer explosiven Zyklogenese, umgangssprachlich auch von einer Wetterbombe. Je schneller der Kerndruck unter den Schwellenwert fällt, desto explosiver ist die Zyklogenese und desto stärker sind die Winde, die der Zyklon letztendlich erzeugt.

Gleichzeitig kann sich die Windströmung um einen außertropischen Zyklon während seiner Verstärkung so verändern, dass sich der horizontale Temperaturgradient in einem schmalen Band konzentriert – ein Prozess, der als Frontogenese bekannt ist. Dadurch werden die Warm- und Kaltfronten des Zyklons immer intensiver und ausgeprägter. Um zu diagnostizieren, wo Luftmassen an diesen Fronten auf- und absteigen, wird die quasigeostrophische Omega-Gleichung verwendet. Diese beschreibt den Zusammenhang zwischen dieser vertikalen Bewegung und zwei Komponenten: der Vorticity-Advektion und der thermischen Advektion, die vom Zyklon selbst transportiert wird.

In einem ausgereiften außertropischen Zyklon treten all diese Mechanismen gleichzeitig auf: An der Warmfront konvergiert die Luft und steigt auf, wodurch ausgedehnte Schichtwolken entstehen. An der abrupteren Kaltfront hingegen verstärkt sich die Konvektion und bildet Cumulonimbuswolken. Die gesamte Energie, die dieser ausgereifte Zyklon nicht sofort freisetzen kann, verteilt sich ostwärts und speist das nächste synoptische System in der Wellenkette, die durch die mittleren Breiten wandert. So erhält sich das synoptische Regime der mittleren Breiten von der baroklinen Instabilität, die jeden Zyklon in Bewegung setzt, bis zur Verteilung seiner Energie auf das nächste System selbst aufrecht – Zyklon für Zyklon.

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