M5 Tropische Zirkulation und Störungen

Thema

Die tropische Zirkulation wird von der Innertropischen Konvergenzzone (ITCZ) dominiert, dem Band maximaler Konvektion, das der jeweils höchsten Meeresoberflächentemperatur folgt und sich saisonal entsprechend verschiebt. Die ITCZ ​​ist zugleich der aufsteigende Arm der Hadley-Zelle, und hier fällt ein erheblicher Teil des gesamten tropischen Niederschlags der Erde. Die Energiebilanz beider Hemisphären bestimmt letztlich die Lage der ITCZ ​​zu jedem Zeitpunkt, und dieselbe Bilanz bewirkt, dass sich dieses Konvektionsband saisonal in Richtung der Hemisphäre verschiebt, die mehr Energie erhält. Über dem tropischen Atlantik sind die afrikanischen Ostwellen die häufigsten Störungen dieser tropischen Zirkulation: Wirbelstörungen, die sich mit Perioden von drei bis fünf Tagen und Wellenlängen zwischen 2.500 und 4.000 Kilometern westwärts ausbreiten. Diese afrikanischen Ostwellen entstehen durch die barotrop-barokline Instabilität des afrikanischen Ost-Jetstreams. Dieselbe Instabilität bewirkt, dass der Jetstream nacheinander Wellen erzeugt, die sich westwärts über den Ozean ausbreiten.

Genau diese afrikanischen Ostwellen sind die Hauptvorläufer tropischer Wirbelstürme im Atlantik. Allerdings reicht das bloße Eintreffen einer afrikanischen Ostwelle über dem Ozean nicht für die Entstehung eines tropischen Wirbelsturms aus: Zusätzlich zu dieser anfänglichen Störung müssen drei weitere Bedingungen gleichzeitig erfüllt sein. Die Meeresoberflächentemperatur muss über 26 Grad Celsius liegen, die vertikale Windscherung muss gering sein und die troposphärische Feuchtigkeit muss hoch sein. Nur wenn diese drei Bedingungen mit der anfänglichen Störung durch die afrikanische Ostwelle zusammentreffen, führt die Entstehung des tropischen Wirbelsturms zu seiner Bildung.

Sobald sich ein tropischer Wirbelsturm bildet, beschreibt die von Emanuel vorgeschlagene Theorie des windinduzierten Oberflächenwärmeaustauschs seine Intensivierung als eine Art Carnot-Maschine: eine ideale Wärmekraftmaschine, die dem warmen Ozean darunter durch Verdunstung, verstärkt durch den eigenen Wind, Wärme entzieht und diese Wärme an der kalten Tropopause darüber wieder abgibt. Je größer der Temperaturunterschied zwischen dem warmen Ozean und der kalten Tropopause ist, desto höher ist die thermodynamische Intensitätsgrenze, die dieser Carnot-Mechanismus dem tropischen Wirbelsturm ermöglicht. Dieser Temperaturunterschied führt dazu, dass zwei Wirbelstürme, die sich über verschiedenen Ozeanen bilden, sehr unterschiedliche thermodynamische Grenzen erreichen.

Unter günstigen Bedingungen kann ein tropischer Wirbelsturm daher innerhalb von drei bis fünf Tagen nach seiner Entstehung seine thermodynamische Intensitätsgrenze erreichen. Von der innertropischen Konvergenzzone, die die tropische Konvektion auf saisonaler Ebene organisiert, über die afrikanischen Ostwellen, die die anfängliche Störung liefern, bis hin zum Carnot-Motor, der die endgültige Intensivierung antreibt, läuft die gesamte tropische Zirkulation auf dasselbe Ergebnis hinaus: Es ist die sukzessive Erfüllung jeder dieser Bedingungen, Stufe für Stufe, die dafür sorgt, dass ein bestimmter tropischer Wirbelsturm am Ende so intensiv und schnell ist, wie er sich letztendlich erweist.

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