Nachfolgend werde ich kurz auf den Unterschied zwischen Wetter und Klima eingehen.
Etwas ausführlicher behandle ich die atmosphärischen Voraussetzungen für die Entstehung von  Gewittern mit all seinen Erscheinungsformen. Ein für mich wichtiges Wissen und unerlässlich, um Gewitterlagen analysieren zu können, sie vorherzusagen, die auslösegefährdeten Gebiete einzugrenzen und durch Beobachtung die Bevölkerung rechtzeitig und zuverlässig
über die TSN-Plattform zu warnen.
Darüberhinaus werde ich werde ich mich ausgewählten meteorologische Themen, die mich besonders interessieren, widmen.

 

1. Unterschied Wetter-Klima:

 

Als Wetter wird der pysikalischer Zustand der Atmosphäre zu einem bestimmten Zeitpunkt oder auch  in einem kürzeren Zeitraum an einem bestimmten Ort oder in einem Gebiet, wie er durch die meteorologischen Elemente und ihr Zusammenwirken gekennzeichnet ist, bezeichnet.
Das Wettergeschehen spielt sich überwiegend in der unteren Atmosphäre (Troposphäre) ab. Ursache der Wetterabläufe sind die unterschiedliche Erwärmung der Erdoberfläche und daraus resultierend der darüberliegenden Luftschichten in Abhängigkeit von der geographischen Breite, der Höhenlage über NN, der Land-Meer-Verteilung, der Orographie, des Bewuchses usw..
Das Wetter wird mit Hilfe quantifizierbarer Parameter charakterisiert. Diese Parameter sind fundamentale Größen des Wetters (Wetterelemente) wie etwa Lufttemperatur, Luftfeuchtigkeit, Luftdruck, Drucktendenz, Windrichtung und Windgeschwindigkeit, Bewölkung, Niederschlag und Sichtweite.

Das Klima ist definiert als die Zusammenfassung der Wettererscheinungen, die den mittleren Zustand der Atmosphäre an einem bestimmten Ort oder in einem mehr oder weniger großen Gebiet charakterisieren.
Es wird repräsentiert durch die statistischen Gesamteigenschaften (Mittelwerte, Extremwerte, Häufigkeiten, Andauerwerte u. a.) über einen genügend langen Zeitraum. Im allgemeinen wird ein Zeitraum von 30 Jahren zugrunde gelegt, die sogenannte Referenzperiode, es sind aber auch kürzere Zeitabschnitte gebräuchlich.

Man spricht von Wetterumschwung, aber von Klimaänderung. Das eine passiert schnell, das andere kann nur über Jahre/Jahrzehnte hinweg festgestellt werden. Wetter ist also etwas, das gerade geschieht. Man kann es nicht beeinflussen, aber deuten, analysieren und es in Daten fassen. Diese Daten ergeben über einen langen Zeitraum hinweg ein bestimmtes Bild.  Temperaturen, sowie Niederschlagsmessungen und dergleichen sind darin enthalten. Aus diesen  Angaben lässt sich errechnen, wie das Klima der letzten Monate und Jahre war. Je weiter die ersten Messungen zurückliegen und umso mehr Daten vorhanden sind, desto genauer kann man das Klima für bestimmte Regionen auswerten.

 

2. Das Gewitter, seine Entstehungskomponenten und Begleiterscheinungen

2.1. Warum entsteht ein Gewitter?

Ein Grundverständnis über Gewitter ist notwendig, bevor wir Tornados, Hagel und andere Phänomene, die von einem Gewitter erzeugt werden, verstehen können. Ein Gewitter ist ein physikalischer Prozeß, der Feuchtigkeit und Wärme aus der Nähe der Erdoberfläche in die oberen Schichten der Atmosphäre transportiert. Die Nebenprodukte dieses Prozesses sind Wolken, Niederschlag in Form von Regen oder Hagel und Wind/Sturm bis Tornado.

Zu jedem Zeitpunkt gibt es statistisch gesehen an die 2000 aktive Gewitter auf der Erde. Die meisten haben keine  unwetterartige Ausprägung und sind einfach normale Regenbringer für die Natur. Weniger als 1 Prozent von diesen Gewittern sind  schwere Gewitter. Ein schweres Gewitter ist definiert als ein Gewitter, das Hagel von mindestens 2cm Durchmesser oder starke Abwinde von mindestens 80 km/h produziert. Ein noch kleinerer Anteil von diesen schweren Gewittern produziert Tornados.

Alle Gewitter, egal ob schwer oder nicht, brauchen drei Bedingungen für ihre Entstehung. Die erste Bedingung ist Feuchtigkeit in den unteren und mittleren Schichten der Atmosphäre. Die zweite Voraussetzung ist Labilität.  Eine labile Luftschichtung weist eine starke Temperaturabnahme mit der Höhe auf. Beide Parameter gemeinsam mit der Bodentemperatur sind ein Maß für die zur Konvektion verfügbaren Energie (CAPE=convective available potential energy).
Die dritte Bedingung ist ein Hebungsprozeß ab der Erdoberfläche.   Hebung kann durch verschiedene Parameter ausgelöst werden. Meist ist die Einstrahlung der Sonne der Auslöser, indem die Erdoberfläche und die unmittelbar darüber liegende Luftschicht stark erhitzt wird. Diese warmen Luftpakete sind weniger dicht als die Umgebungsluft und steigen auf. Ebenso kann durch Konvergenz (Zusammentreffen zweier gegenläufiger Luftströmungen am Boden) Hebung verursacht werden.  Die dritte Möglichkeit kann orografischer Natur sein, wenn die  Luft entlang eines Berges gehoben wird.
Wenn warme feuchte Luft derart zum Aufsteigen gezwungen wird, kühlt sie ab. Je kälter, desto weniger Wasserdampf kann die Luft aufnehmen. Sobald die maximale Sättigungskonzentration erreicht ist,  kondensiert die Luftfeuchtigkeit zu kleinen Wassertropfen. Es bilden sich Wolken. Wenn Feuchtigkeit kondensiert, wird Wärme an die Luft abgegeben.  Diese zusätzliche Kondensationswärme bewirkt daher, daß die Luft kontinuierlich weiter nach oben steigt.

Ein prägender Faktor für die Art des Gewitters ist der Anteil von vertikaler Windscherung in der Umgebung des Gewitters. Vertikale Windscherung ist definiert als eine Änderung der Windrichtung oder Geschwindigkeit mit der Höhe. Wenn der Betrag der vertikalen Scherung gering ist (nur geringe Änderungen der Windgeschwindigkeit oder -richtung mit der Höhe), dann treten bevorzugt mehrzellige kurzlebige Gewitter auf.  Gebildeter Niederschlag wird durch die Aufwindzone des Gewitters fallen und dadurch den Aufwind schnell zum Erliegen bringen.
Starke vertikale Windscherung ist ein Indikator für Gewitter mir langlebiger Aufwindzone. In Wechselwirkung mit dem Aufwind erzeugen sie komplizierte Zirkulationsmuster und stellen die Keimzelle für Mesozyklonen und Tornados dar.

Eine weitere wichtige Rolle in der Entwicklungsumgebung eines Gewitters ist das Vorhandensein einer Inversion in der mittleren Luftschicht. Eine Inversion in mittlerer Höhe ist eine dünne Schicht wärmerer Luft zwischen der feuchten Luft am Boden und der oberen trockenen Luftschicht. Ohne oder bei nur schwacher Inversion entwickeln sich in der Regel nur schwache Gewitter. Starke Inversion in der mittleren Luftschicht wirkt wie ein Deckel und unterbindet die Hebung und damit überhaupt eine Gewitterbildung. Eine Inversion in moderater Stärke unterdrückt zunächst die Hebung. Oft können dann am Nachmittag mit fortschreitender Labilität die stärksten Aufwinde den Deckel durchstoßen und zu schweren Gewittern führen.

 

Im Prinzip sind Gewitter nichts anderes als ein thermischer Ausgleich in der Troposphäre, das ist die unterste „Hülle“, die unseren Planeten umgibt. Man kann sich das in etwa so vorstellen, wie wenn man Wasser zum Kochen bringen möchte. Die Herdplatte erwärmt das Wasser von unten. Also versuchen nun das warme Wasser und der Wasserdampf nach oben zu kommen, da beides leichter ist als das kalte Wasser.

Analog zu diesem Vorgang wirkt sich die Sonne auf unsere Atmosphäre aus. Sie erwärmt den Boden und die Luftschicht knapp darüber. Da Luft jedoch ein sehr schlechter Wärmeleiter ist, kann diese dazu gewonnene Energie nur durch Durchmischung der Atmosphäre wieder abgegeben werden. In der Physik strebt alles nach einem Zustand möglichst niedriger Energie, das ist der Grund, weshalb die warme Luft ihre Energie gerne an die kalte Luft weiter oben in der Atmosphäre abgeben möchte.

Das Ergebnis solcher sehr starken atmosphärischen Ausgleichprozesse sind Gewitter- große Wolkentürme die sich bis an die Tropopause erstrecken. Jetzt gibt es natürlich nicht jeden Tag Gewitter, obwohl jeden Tag die Sonne scheint. Hierbei spielt der Aufbau der Atmosphäre eine wichtige Rolle, die wichtigsten Faktoren werde ich auf dieser Seite erklären.

 

Hochdruck und Tiefdruck

Ein absolutes Grundgesetz ist, das Gewitter nicht in einem Hochdruckgebiet entstehen können. Dafür muss man zunächst verstehen, was in einem Hoch bzw. Tief eigentlich passiert. Nehmen wir zunächst das Hoch, da es weniger vielfältig ist und für kein besonderes Wettergeschehen verantwortlich zu machen ist. Neben den kleinräumigen thermischen Ausgleichprozessen in der Atmosphäre gibt es die beiden gößten, das Hochdruckgebiet und das Tiefdruckgebiet. Im Hochdruck ist der Luftdruck höher als in seiner Umgebung. Das beruht darauf, dass die Luft hier großflächig absinkt. Ein Luftpaket erwärmt sich, wenn es in der Atmosphäre weiter nach unten sinkt. So wie wenn man eine Luftpumpe zusammendrückt und diese warm wird, so wird auch das Luftpaket wärmer wenn es nach unten sinkt und einen höheren Umgebungsdruck erfährt. Sinkt nun großflächig ganz allmählich Luft nach unten, bildet sich in der Atmosphäre eine sogenannte Inversion. Eine Inversion ist ein Bereich, in dem die Atmosphäre mit zunehmender Höhe wärmer anstatt kälter wird. Dies verhindert, dass Luftpakete vom Boden aus frei nach oben aufsteigen können, da sie nun plötzlich kälter als ihre Umgebungsluft wären und damit verlieren sie ihre Energie, weiter aufzusteigen. Auch ist im Hochdruck die Atmosphäre unten am Boden trocken und kühl, im relativen Vergleich zum Tief. Die Luft am Boden besitzt also erst gar nicht das Bestreben nach oben zu steigen.

Da die Luft am Boden langsam vom Hoch weg läuft, wirkt das Hoch dadurch der Bildung von Fronten entgegen, da es für diese keine hohen Luftmassengegensätze erzeugt. Eine Front wird also durch ein Hoch ausgebremst. Fronten können aber nur existieren wenn sie sich bewegen, deshalb können im Hoch keine Fronten bestehen und gehen dort langsam kaputt.
Im Tief hingegen steigt die Luft großflächig auf. Es saugt deshalb vom Boden her die Luft an, sowohl warme und feuchte Luftmassen welche näher am Äquator liegen, als auch kalte und trockene polare Luftmassen die aus Polnähe entstammen. Dieses zusammenführen der Luftmassen in einem Zentrum, dem Tief, hat die Folge, dass sich starke Luftmassengegensätze neben einander finden und die Atmosphäre versucht diese dann auszugleichen. Die Folge von diesem Ausgleich sind dann Niederschlag, Wind und vielleicht das sogar in Form von Gewittern.

Theta E setzt sich aus Lufttemperatur und Luftfeuchte zusammen. Je niedriger das Theta E, desto kälter und trockener ist die Luft. Je höher, desto feuchter und wärmer. Man kann auf dieser Karte also nun sehen, wie das Tief in der Mitte sowohl kalte als auch warme Luftmassen in Fronten auf einander auflaufen lässt. An diesen Fronten finden Aufgleit- und Hebungsprozesse statt.

Da im Gegensatz zum Hoch die Luft im Tief sehr schnell aufsteigen kann, da die Atmosphäre unten immer wärmer ist als oben, findet dieses Aufsteigen viel engräumiger statt, der Druckgradient und damit auch der Wind, sind also viel stärker. Starker Wind ist ein wichtiger Faktor bei Unwettern.

 

Fronten

Es gibt zwei Arten von Fronten, die Kaltfront und die Warmfront. Zunächst behandel ich die weniger für Gewitter interessante Warmfront. Bei einer Warmfront fließt warme Luft auf kalte Luft auf. Bei diesem Prozess kann es zu langanhaltendem, mäßigem Niederschlag kommen. Die kalte Luft ist hier bereits am Boden und so muss nur die warme Luft langsam nach oben aufgleiten. Warmfronten können schon hunderte Kilometer vor ihrem Eintreffen am Boden an ihren, mit annäherung der Front dichter werdenden, Schichtwolken erkannt werden. Aus diesen fällt dann auch der Niederschlag aus.

Bei der Kaltfront findet er Austausch der Luftmasse viel heftiger und schneller statt. Dies liegt daran, dass jetzt die warme Luft nicht nur aufgleitet, sondern die kalte Luft zusätzlich absinkt. Dadurch wird die warme Luft so enorm nach oben gedrängt, dass sich Gewitter bilden können. Durch das absinken der kalten Luft von der Kaltfront und durch die kalten Gewitterabwinde können hier enorme Fallböen bis hin zum Orkan erreicht werden. Markante Kaltfronten können daher vor allem im Sommer für Unwetter sorgen.

Die Gewitter sorgen dafür, dass die kalte Luft aus der Höhe nach unten gemischt wird, so dass die Front dadurch noch stärker wird.

 

Konvergenz

Als nächsten Faktor, welcher Gewitter auslösen kann unter den richtigen Randbedingungen, behandel ich die Konvergenz. Eine Konvergenz ist ein Bereich, an dem Wind zusammen läuft. Nun bleibt den aufeinander zulaufenden Luftpaketen kein anderer Weg mehr, als nach oben zu steigen. Diese gezwungene Hebung von Luftpaketen kann, unter den passenden Randbedingungen, zur Gewitterbildung führen. Zu erkennen sind Konvergenzen auf dem Satellitenbild oder in den Bodenwindkarten. Hierfür nimmt man nur den Wind in den untersten 1000m, da alle Konvergenzen Bodennah existent sein müssen, da sie sonst die warme Luft am Boden und in der Luftschicht darüber, nicht heben würden.

 

Höhenkaltluft

Sie haben nun bereits gelernt, wie Fronten und Konvergenzen Luftpakete zum aufsteigen zwingen können, nun behandel ich den „ungezwungenen“ Aufstieg, wo das Luftpaket ohne Einwirken einer Front o.ä. aufstiegt. Wie der Name „Höhenkaltluft“ schon sagt, befindet sich hier sehr kalte Luft in der Atmosphäre oberhalb der Luftschicht am Boden. Wenn nun die Sonne dafür sorgt, dass sich die Bodennahe Luftschicht erwärmt, ist diese wärmer als ihre Umgebung und es beginnen einzelne Luftpakete aufzusteigen. Daraus resultieren dann die Gewitter. Dadurch, dass die Atmosphäre in der Höhe so kalt ist, bleibt das Luftpaket immer wärmer als seine Umgebungsluft und steigt bis zur Tropoause hinauf. Diese Bedingungen finden wir zum Beispiel hinter einer Kaltfront im Sommer, wenn die Sonne den Boden stark aufheitzen kann und in der Höhe gerade kalte Polarluft postfrontal eingeflossen ist.

Solche Kaltluft in der Höhe kann ab und zu „abtropfen“ und sich als sogenannter Kaltlufttropfen in der mittleren Troposphäre voran bewegen. Gerät der KLT dabei über warme Luft am Boden, kann diese ungehindert aufsteigen und es kommt zur Gewitterbildung. Vor allem im Sommer kann solch ein KLT für kräftige Unwetter sorgen, wenn er über feuchte Tropenluft gerät.

 

Bodentief

Also Bodentief bezeichnet man schwache Tiefdruckgebiete im kleinen Raum. Sie enstehen Beispielsweise wenn durch Höhenkaltluft größere Gewitterkomplexe ausgelöst werden, dann steigt dort im Kern des Bodentiefs die Luft auf und es entstehen wie bei den großen Tiefdruckgebieten Fronten. Diese sind jedoch extrem schwach ausgeprägt, können aber ausreichen um so noch zusätzlich weiter Gewitter auszulösen.

 

Outflow Boundary/Coldpool

Der Begriff „Outflow Boundary“ kommt aus dem amerikanischen und beschreibt ein Band ausfließender Luft aus einem Gewittersystem bzw. eine Bodenkaltfront die unabhängig von einem Tiefdruckgebiet vom Gewitterkomplex weg läuft. Ein „Coldpool“ ist eine Ansammlung kalter Luft aus dem Gewitterabwind, welche sich wie eine Wasserlache bodennah ausbreitet. Beides kann wie eine richtige Kaltfront dazu führen, das neue Gewitter ausgelöst werden.

 

Orographische Gewitterauslöse

Unter orographischer Gewitterauslöse versteht man, wenn Gewitter durch Berge bedingt auslösen. Hierbei gibt es zwei Unterpunkte:

1. Auslöse durch günstigen Winkel des Berghangs zur Sonne und dadurch bedingte starke Aufheizung der Umgebungsluft. Das Gewitter löst dann bevorzugt an solchen Berghängen aus. Auch da die Berge sehr hoch reichen, kann so eine störende Inversion (siehe oben unter „Hochdruck“) überwunden werden.

2. Gezwungene Hebung durch anströmen des Berghangs und Leewellen. Wird warme Luft aus dem Tal durch den Wind gegen den Berghang gedrückt, muss dieses Luftpaket aufsteigen. Wir das Lufpaket dann so hoch gehoben, dass Kondensation und Wolkenbildung statt findet, kommt es zur Freisetzung latenter Wärmeenergie und das Luftpaket kann unter Wolkenbildung selbstständig weiter aufsteigen. Ein Gewitter ist so gezwungen entstanden.

Hinter dem Berghang, auf der Leeseite des Gebirgshangs können sich sogenannte Leewellen bilden. Leewellen sind Resonazschwingugen der Atmosphäre, ausgelöst durch die Hebung des Luftpaketes vor dem Berg und dem absinken dahinter. Das Luftpaket behält diese Schwingung bei und schwingt hinter dem Berg in weniger Amplituden nach. Dabei finden auch auf der Leeseite des Berges Hebungsprozesse statt. Auch hier kann wieder ein Luftpaket hoch genug gehoben werden, um ein Gewitter auszulösen. Bei Südanströmung der Alpen kann sich so im Alpenvorland ein sogenanntes Leetief bilden, welches für Gewitter sorgen kann.

 

Labilisieren durch Einströmen in der Grundschicht

Zuvor haben wir bereits die Höhenkaltluft kennen gelernt, die durch die enorm kalte Luft in der Höhe dafür sorgt, das relativ dazu gesehene, warme Luft Pakete vom Boden aufsteigen lässt. Im umgekehrten Fall kann auch sehr warme und feuchte Luft am Boden in der Grundschicht einströmen. Dadurch können sich Gewitter bilden, denn die einströmende Luft am Boden ist wärmer als die Luft die darüber liegt und so können die Luftpakete vom Boden aus aufsteigen. Ein Fallbeispiel kann hier das bereits angesprochene Alpenleetief sein. Aus den Alpen heraus wird warme, feuchte Luft Bodennah aus Norditalien bis ins Münchner Alpenvorland advehiert. Dort gerät diese warme Luft dann unter relativ zu ihr gesehen kalte Luft, welche dann den freien Aufstieg der warmen Luft ermöglicht.

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Feuchte, warme Luft

Um zu verstehen, wieso ein Luftpaket relativ gesehen warm sein muss zur Umgebungsluft, braucht es nicht viel Physik Verständnis, jeder weiß, das warme Luft aufsteigt. Nun zur Feuchte. Wolken bestehen aus auskondensiertem Wasserdampf. Wenn das Wasser vom gasförmigen zum flüssigen Aggregatzustand übergeht, wird wärme frei gesetzt. Diese wärme heizt das aufsteigende Luftpaket zusätzlich auf und sorgt dafür, dass es sich bei seinem Aufstieg nicht so schnell abkühlt. Genauer gesagt, kühlt sich Luft, die unter Wolkenbildung (Kondensation) aufsteigt, um etwa 0,5K/100m Aufstieg ab. Hingegen dazu kühlt sich ein Luftpaket, welches ohne Kondensation aufsteigt um 1K/100m ab. Hier sieht man den großen Vorteil der feuchten Luft. Sie hat eine viel größere Chance, immer wärmer als ihre Umgebungsluft zu sein und so bis zur Tropopause aufzustiegen.
Aber was heißt denn nun eigentlich „feuchte“ Luft?
Die Luftfeuchtigkeit in Prozent angegeben. Hierbei ist aber zu beachten, dass ein Luftpaket mit 10°C und 80% Luftfeuchte weniger Wasser enthält als Gewicht, als ein Luftpaket mit dem selben Volumen mit 30°C und 80% Luftfeuchtigkeit. Wärmere Luft kann wesentlich mehr Wasserdampf aufnehmen .

Als nächstes ist die Frage zu klären, wieso sich ein Luftpaket beim Aufstieg überhaupt abkühlt. Wenn der Druck mit der Höhe abnimmt, dehnt sich das Luftpaket weiter aus. Dabei kühlt es sich ab. Nun steigt seine relative Luftfeuchtigkeit an bis sie 100% erreicht. Das Wasser, welches das Luftpaket nicht mehr halten kann kondensiert aus. Bei diesem Prozess wird jedoch, wie bereits angesprochen, Wärme frei gesetzt. Diese Wärme sorgt dafür, dass das Luftpaket wärmer als seine Umgebung bleibt. Das Wasser, welches das Luftpaket verliert, bildet den Wolkenturm. Es fällt dann in Form von Regen, Hagel oder Schnee zu Boden zurück.

Je früher sich Wolken bilden können, also desto früher das Luftpaket beim Aufstieg 100% Sättigung erreicht, desto besser stehen seine Chancen weiter aufzusteigen. Jedes Luftpaket hat eine spezifische Temperatur, auf die es sich abkühlen muss, damit Kondensation statt finden kann. Diese Temperatur nennt man Taupunkt. Je schneller sich ein Luftpaket auf den Taupunkt abkühlt, desto eher kann es sich mit den günstigeren 0,5K/100m abkühlen. Je geringer die Temperaturdifferenz zwischen der aktuellen Temperatur und dem Taupunkt ist, desto feuchter ist das Luftpaket. Diese Diefferenz nennt man Spread. Wir spüren diesen hohen Wassergehalt dann, wenn der Taupunkt bei etwa 16°C liegt. Dann empfinden wir die Luft um uns herum als schwül. Vor allem im Sommer gibt es an solchen Tagen häufig Gewitter, das sagt uns dann auch unser Instinkt.

 

Labilität

Ohne Labilität kann es keine Gewitter geben. Labilität beschreibt den Zustand der Schichtung der Atmosphäre. Ist diese labil, so hat ein Luftpaket am Boden die Möglichkeit aufzusteigen. Als labil bezeichnen wir als den Zustand der Atmosphäre, ein Luftpaket bis zur Tropopause aufsteigen zu lassen. Dies funktioniert nur, wenn die Temperatur mit der Höhe mehr als 0,5K/100m abnimmt, ansonsten würde das Luftpaket nicht weiter aufsteigen können. Diesen Zustand nennt man feuchtlabil, da nur Luftpakete aufsteigen können in denen Kondensation statt findet, da nur diese sich mit 0,5K/100m abkühlen. Ein seltener Zustand der Atmosphäre, der nur in der Grundschicht zu finden ist, ist die tockenlabile Schichtung. Sie lässt es zu, dass sogar Luftpakete ohne Kondensation aufsteigen können. Also nimmt die Atmosphäre mit über 1K/100m ab. Dieser Zustand wird nur Tagsüber ereicht, wenn die Sonne die Grundschicht vom Boden aus erwärmen kann. So werden solch starke Temperaturgradienten erreicht. Dadurch kann ein Luftpaket vom Boden aus aufsteigen, bis es sich so weit abgekühlt hat das seine Luftfeuchtigkeit auskondensiert und es mit den günstigeren 0,5K/100m. Auf diesem Wege sorgt die Sonne dafür, dass sich die Luftschichtung labilisiert, in dem sie die Grundschicht soweit erhitzt, dass die Luftpakete am Boden nun warm genug für den Aufstieg sind. Für diesen labilen Zustand kann die bereits angesprochene Höhenkaltluft sorgen, welche durch einen enormen Temperaturgradient in der Höhe sorgt, dass die Luftpakete am Boden aufsteigen können. Auch einfließen von warmer Luft am Boden sorgt dafür, dass die Luftpakete am Boden warm genug sind für den Aufstieg. Werte, die die Lbilität angeben sind unter anderem das sogenannte ΔT der 850hPa und 500hPa Druckflächen. Es beschreibt die Temperaturdifferenz dieser beiden Höhen. Als Anhaltswert, der mindestens erreicht werden muss, damit es labil genug ist für die Bildung von Gewittern, ist in etwa 25K ΔT. Alles was darunter liegt ist zu stabil und es wird nicht zu einer Gewitterbildung kommen. Je höher also die Temperaturdifferenz dieser beiden Flächen, desto labiler ist es und desto eher gibt es Gewitter oder gar starke Unwetter. Ermitteln kann man diesen Wert aus der 850hPa Temperaturkarte und der 500hPa Temperaturkarte.

 

Energie, CAPE

Es gibt zwei Arten von Energien, die für Gewitter verantwortlich sind. Da haben wir zum einen die Feuchteenergie, das sogenannte Theta E und die potentielle Enegrie, welche aus der Labilität der Luftschichtung resultiert, das sogenannte CAPE.

Die Feuchteenergie ist schnell beschrieben. Sie setzt sich zusammen aus der aktuellen Temperatur des Luftpaketes, dessen Luftfeuchtigkeit und dessen Außendruck zusammen.

Man kann diesen Wert ganz einfach der 850hPa Äquivalentpotentiellen Temperatur-Karte entnehmen. Sie gibt die Feuchteenergie der Luft in der Höhe an, die in der 850hPa Druckfläche vorliegt. 

Man erkennt Fronten deutlich an den unterschiedlichen Theta E Werten. Relativ gesehen geringerer Theta E steht für eine weniger Energiereiche Luftmasse, denn ihre Feuchtigkeit und Temperatur ist geringer. Frei gesetzt wird die Energie des Theta E’s durch Wolkenbildung. Je höher der Theta E, desto mehr Feuchtigkeit kann frei gesetzt werden und desto heftiger werden die Gewitter.
Nun kommen wir zur potentiellen Energie, dem CAPE. Convective Avaliable Potential Energie, oder auf Deutsch: Konvektiv verfügbare potentielle Energie. Als Konvektion bezeichnet man die Aufwinde, welche sich in Form von Schauern und Gewittern zeigen. Es ist also die potentielle Energie, die einem Gewitter zur Verfügung stehen würde, falls sich ein Gewitter bildet. Potentielle Energie dürfte ein Jeder aus dem Physikunterricht kennen. Wenn man zum Beispiel ein Gewicht hoch hebt, dann wird dessen Energie frei gesetzt, sobald mal es fallen lässt. Genau so ist es bei den Gewittern. Am Boden lagern Luftpakete die aufstiegen könnten, wenn nicht etwa eine störende Inversion im Weg wäre. Wird diese Inversion jedoch durchbrochen, beispielsweise durch die gezwungene Hebung an einer Kaltfront, so kann diese Energie frei gesetzt werden. Diese potentielle Energie beruht auf die Schichtung der Atmosphäre. Ist es sehr labil, also nimmt die Temperatur in der Höhe rapide ab, so ist das CAPE sehr hoch. Ist das Luftpaket gerade so wärmer als seine Umgebungsluft, dann hat es nicht so viel CAPE zur Verfügung. Direkt proportional zu der potentiellen Energie ist die Geschwindigkeit, in der die Luft in den Aufwinden auftsiegt. Je mehr CAPE, desto höher ist diese Geschwindigkeit. Die Formel um aus dem CAPE die Aufwindgeschwindigkeit zu errechnen ist simpel, sie lautet:

Je höher die Temperaturdifferenz zwischen dem aufsteigenden Luftpaket und dessen Umgebungsluft ist, desto schneller kann es werden. Dies kann in etwa mit einem Heißluftballon vergleichen. Je mehr der Ballonführer einheizt, desto schneller steigt der Ballon auf, da das bestreben der Luft stärker wird, ja wärmer sie relativ zu ihrer Umgebung ist. Anschlaulich darstellen lässt sich das CAPE am besten mit einem Wetterballon Aufstieg/Sounding. Die Einheit des CAPEs ist J/Kg.

Je größer im Sounding der Abstand der Kurve des Luftpaketes zur Temperaturkurve ist, desto labiler ist es. Der Abstand wird als Lifted Index bezeichnet. Je kleiner der Lifted Index Wert ist, also desto weiter unter 0, desto labiler ist es. Hohes CAPE geht mit einem niedrigen Lifted Index einher.

 

Konvektive Hemmung, CIN

Als Konvektive Hemmung bezeichnet man die Energie, die ein Luftpaket aufbringen muss, um eine Inversion zu durchbrechen um danach seine potentielle Energie entfalten zu können. Diese Energie kann es durch Sonneneinstrahlung erhalten, oder durch gezwungene Hebung. Wenn eine Kaltfront die Luft anhebt, kann sie dem Luftpaket den nötigen Energieschub geben, damit dieses die Inversion überwinden kann. Auch eine Konvergenz oder die Hebung an einem angeströmten Gebirge kann dafür sorgen, dass diese Energie erreicht wird. Ermittelt wird dieser Wert auch wieder aus dem Sounding. Man ermittelt den Wert aus der Fläche, die die Temperaturkurve und die kurve des Luftpaketes links von der Temperaturkurve einschließen, bevor die Kurve des Luftpaketes das erste Mal rechts von der Temperaturkurve ist.

 

Lifted Index, LI

Der Lifted Index gibt , welchen Abstand die Zustandskurve des Luftpaketes von der Temperaturkurve maximal hat. Es gilt: LI< 0 = labil, LI > 0 = stabil. Ist die Schichtung labil und der Lifted Index negativ, ist die Zustandskurve des Luftpaketes in manchen Höhenbereichen rechts der Temperaturkurve. Befindet sich die Zustandskurve links der Temperaturkurve, dann ist die Schichtung stabil und der Lifted Index positiv. Entnommen werden kann der Lifted Index den Wetterballoon Aufstiegen, so wie den Wetterkarten, in denen er oft im Zusammenhang mit dem CAPE dargestellt wird. Ein niederiger Lifted Index begünstigt immer viel CAPE, da die Zustandskurve so einen großen Abstand von der Temperaturkurve hat und damit die Fläche über die das CAPE als Integral ausgerechnet wird um so größer ist.

 

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Gewittertypen 

Einzelzelle

Der einfachsten Aufbau, den eine Gewitterzelle haben kann ist die sogenannte Einzelzelle. Wie der Name bereits sagt, handelt es sich hierbei um nur einen einzigen Aufwind. Zumindestens der Einfachheit halber kann man das so sagen, denn auch eine Einzelzelle besteht aus vielen Aufwinden, welche sich zusammen geschlossen haben. Es geht bei der Klassifizierung viel mehr um den Aufbau der Zelle. Eine Einzelzelle hat eine Lebensdauer von 30min bis zu einer Stunde. Dabei durchläuft sie mehrere Stadien, welche von den einzelnen Aufwinden, die sich zu der Einzelzelle zusammensetzen, gleichzeitig durchlaufen werden, weshalb man optisch nur einen große Aufwindturm wahrnehmen kann.

Zunächst haben wir in der Regel eine größere Cumuluswolke, welche sich dann zu einem Cumulonimbus entwickelt. In diesem Stadium ist das Auf- und Abwindsystem der Gewitterzelle ausgelichen, der Aufwind verliert an Stärke, da die Gewitterzelle sich ihre eigene Versorgung mit frischer Luft vom Boden durch den Abwind abschneidet. Dieser unterläuft die Gewitterzelle und so wird der Aufwind von seinem Zustrom abgeschnitten. In diesem Stadium ist mit der höchsten Blitzaktivität zu rechnen, da die Zelle durch das Vorhandensein von Auf- und Abwind am stärksten turbulent ist. Es reiben mehr Luftteilchen an einander, die die Gewitterwolke aufladen. Auch ist in diesem Stadion mit dem stärksten Fallwinden und Niederschlägen zu rechnen, welche aber nur von kurzer Dauer sind. Etwa 20min bleibt die Zelle in diesem Stadion, je nachdem wie schnell der Abwind den Aufwind abschneidet. Dies hängt von der Gewitterlage ab und den Bedingungen, die an diesem Tag vorhanden sind. Das letzte Stadium ist das Zerfallsstadium, dies tritt ein, wenn es bereits keinen Aufwind mehr gibt und noch der letzte Niederschlag aus dem Eisschirm ausfällt. Die Blitzaktivität geht bis auf null zurück und der Niederschlag wird auch immer schwächer. Es hängt nur noch der Eisschirm der Zelle in der Luft und regnet ab.

 

Gefahren bei Einzelzellen

Bei den passenden Bedingungen können auch Einzelzellen unwetterartige Erscheinungen mit sich bringen, welche jedoch durch ihre Kurzlebigkeit örtlich stark begrenzt bleiben. So können sogar Orkanböen herab gemischt werden, oder die Blitzdichte ist sehr hoch so das lokal sehr viele Blitze nieder gehen. Auch Hagel bis zu 3cm kann in Einzelzellen möglich sein.

Vorkommen von Einzelzellen

Einzelzellen kommen häufig bei Lagen mit wenig Dynamik vor, wo sich die Gewitter kaum stark organisieren und keine lange Lebenszeit haben. Dies ist oft der Fall im Zusammenhang mit Höhenkaltluft oder Kaltlufttropfen im Sommer. Auch bei tropischen Gewitterlagen, bei denen kaum große Entwicklungen statt finden, kommt dieser Typ Gewitter oft vor. Eingelagert in größere Systeme wie Clustern oder MCS gibt es immer wieder Einzelzellen. Im Grunde setzt sich jedes Gewitter aus Einzelzellen zusammen, jedoch spricht man nicht davon, sondern nur wenn sie auch als diese zu erkennen sind.

 

Multizelle

Die Multizelle ist die nächst höhere Stufe des Gewitters. Alles was über die Einzelzelle hinaus geht ist eine Multizelle. Eine Multizelle setzt sich quasi aus mehreren Einzelzellen zusammen, die als ein System agieren. Sie vereint daher Einzelzellen in verschiedenen Reifestadien in einer Gewitterzelle. Eine Multizelle bezeichnet man als organisiert, da hier der Aufwindbereich und der Abwindbereich der Zelle getrennt sind. Jedoch gibt es auch hier wieder Unterschiede, man würde eine Multizelle bei einer Kaltluftlage als weniger organisiert bezeichnen, als eine extrem starke Multizelle an einer Kaltfront.

Gefahren bei Multizellen

Schon wie bei der Einzelzelle sind die Gefahren bei der Multizelle auch von der Gewitterlage abhängig. Bei starken Höhenwinden können diese auch Orkan bringen. Die Niederschläge sind vor allem von der Art des auftretens der Multizelle (Retrogerad, Gestaffelt, Linie…) als auch von deren Intensität abhängig. In der Regeln wird der Hagel in Multizellen nicht größer als 3cm, jedoch gibt es die Möglichkeit, dass die Hagelembryos von Aufwind zu Aufwind weiter gereicht werden, so können sich auch über 5cm Hagelkörner bilden. Die Gefahr von Blitzen ist immer gegeben, jedoch entscheidet die Art der Luftmasse darüber, wie häufig diese auftreten. Nicht die Art des Gewitters verursachen die Unwetter, sondern die Randbedingungen wie Wind, Energie und Labilität!

 

Nun kommen wir zu einem Sonderfall der Multizelle. Wenn sich die Entwicklungsrichtung der Zelle und die Zugrichtung gegenseitig aufheben, dann bleibt die Gewitterzelle an Ort und Stelle stehen. In diesem Fall spricht man von einer Retrogeraden Multizelle. Auf dem Radar erkennt man sie ganz leicht daran, das sie sich nicht, oder zumindestens kaum, von der Stelle bewegt. Das zweite Anzeichen ist ein lang gezogener Niederschlagsstreifen der mit der Windrichtung durch den verblasenen Eisschirm entsteht. Solche Zellen können mehrere Stunden überleben und sind daher auch potenziell gefährlich. Langanhaltende Niederschläge können vor al

Nun kommen wir zu einem weniger organisiertem System aus Multizellen, dem sogenannten Cluster. Wenn bei kaum vorhandenem CINH  viele Multizellen neben einander auslösen, verclustern diese schnell. Dabei nehmen sie sich gegenseitig die Energie weg und zerfallen. Auch schneiden die Abwinde der einen Multizelle die Aufwinde der anderen Multizelle ab. So kann sich kein organisiertes System heraus bilden und deshalb leben solche Cluster nicht besonders lange. Auch hier kann es, je nach Gewitterlage, bei den Anfängen der Verclusterung zu unwetterartigen Erscheinungen kommen. Auch lagen ohne starke Höhenwinde und kaum Scherung begünstigen die Verclusterung, da der Abwind so nicht weit genug weg kommt vom Aufwindbereich, er wird nicht von der Oberströmung relativ zum Aufwind versetzt und so stören sich beide gegenseitig.

 

3. Die wichtigsten Einflussfaktoren auf den europäischen Winter

 3.1. Nordatlantische Oszillation (NAO)

Als NAO versteht man die Schwankungen des Luftdruck-Gegensatzes zwischen dem Azorenhoch im Süden und dem Islandtief im Norden des Nordatlantiks, der besonders im Winter das Wetter in Europa bestimmt. Ist dieser Gegensatz stark, d.h. ist der NAO-Index positiv, gibt es über dem Nordatlantik zwischen 40° und 60° nördlicher Breite eine starke Westwindzirkulation, die warme und feuchte Luft nach Europa bis nach Sibirien transportiert, aber auch an der amerikanischen Ostküste für milde Temperaturen sorgt. Bei einem schwachen NAO-Index sind auch die Westwinde vom Atlantik her schwach und vermögen sich nicht gegen die Ausbreitung des winterlichen sibirischen Kältehochs nach Westen durchzusetzen.

3.2. Das arktische Meereis

Normalerweise isoliert der Polarwirbel rund um das arktische Höhentief die Arktis von Stürmen aus den mittleren Breiten und begrenzt zugleich die Bewegung kalter arktischer Luftmassen nach Süden. Um die Arktis herum gibt es starke Westwinde und eine starke Nordatlantische Oszillation, die warme und feuchte Luftmassen vom Nordatlantik nach Europa transportieren und das sibirische Kältehoch zurückdrängen. Seit dem Jahr 2005 hat sich der sommerliche Eisrückgang jedoch deutlich beschleunigt. Dadurch könnten sich die atmosphärischen Zirkulationsverhältnisse so geändert werden, dass kalte Luft aus den Polarregionen in Richtung Eurasien strömt. Die frei werdende Wasserfläche hat über große Teile des Nordpolarmeeres bis zu 5 °C höhere Temperaturen entstehen lassen. Diese Erwärmung führte möglicherweise zur Destabilisierung des Polarwirbels und ließ kalte und feuchte Luft aus der Arktis bis nach Nordamerika, Nordeuropa und Nordostasien vordringen.

Andere Forscher sehen einen direkten Einfluss der wärmeren Arktis auf denPolarjet und damit auch auf die Arktische Oszillation (AO), von der die NAO der nordatlantische Teil ist. Durch die höheren Temperaturen in der Arktis nimmt der Temperatur- und damit auch der Luftdruckgegensatz an der Polarfront ab. Die Folge ist eine Schwächung des Jetstreams, der sich in ca. 10 km Höhe in Wellen (sog. planetarische oder Rossby-Wellen) von West nach Ost um den Globus bewegt. Die Wellen im Jetstream kontrollieren unser Wetter. Sie erzeugen und steuern sowohl Tiefdruckgebiete wie Hochdruckzonen. Bei einem schwachen Jet verlangsamen sich die West-Ost-Strömungen und die Wellen dehnen sich stärker in meridionaler Richtung, insbesondere nach Norden, aus. Seit 1979 hat der Polarjet im Herbst um etwa 14 % an Geschwindigkeit abgenommen. Die schwächeren Windsysteme und nach Norden ausgedehnten Amplituden des Polarjets führen zu einer langsameren Bewegung des Zirkulationssystems und damit zu länger anhaltenden bzw. blockierenden Wetterlagen. Diese erhöhen die Wahrscheinlichkeit von Kältewellen im Winter, können aber in anderen Jahreszeiten auch zu Extremereignissen wie Dürren, Hochwasser und Hitzewellen führen. Aufgrund des zu erwartenden weiteren Rückgangs der arktischen Eisbedeckung könnte das als „Warme Arktis – Kalte Kontinente“ bezeichnete Klimamuster in Zukunft häufiger vorkommen.

3.3. Früher Schneefall in Sibirien

Zu den kalten Wintern der letzten Jahre hat nicht nur eine schwache NAO beigetragen. Auch das sibirische Kältehoch war in vielen Fällen stark ausgebildet. Dafür machen einige Forscher einen frühen Schneefall verantwortlich, der ebenfalls mit dem Abschmelzen des Meereises in der Arktis zu tun haben soll. Der Verlust von Meereis und die Erwärmung der Atmosphäre fördern hiernach über dem arktischen Ozean die Verdunstung. Dadurch erhöht sich die Feuchtigkeit in der Troposphäre über der Arktis. Eine Folge ist zunehmender Schneefall über Sibirien im Herbst, wo die Temperaturen niedrig genug für Schnee-Niederschläge sind. Entsprechend hat die mittlere Schneebedeckung im Oktober über dem eurasischen Kontinent in den letzten beiden Jahrzehnten zugenommen. Die frühe Schneebedeckung isoliert den Boden und die Oberfläche kühlt schneller aus. Auch die darüber liegenden Luftschichten kühlen sich ab, und es kommt zu einer Stärkung des sibirischen Hochdruckgebietes. Dadurch wird das Gebiet des stärksten polwärtigen Temperaturgradienten nach Süden verlagert und folglich auch der Transport kalter Luft, die aus dem Hoch durch Rechtsablenkung weit nach Südwesten vordringen kann. Die Ausbildung eines starken Hochs über den Schneegebieten fördert so die Wahrscheinlichkeit von Kältewellen und blockierenden Hochdrucklagen mit der Folge von kalten Wintern bis hin nach Mittel- und Südeuropa.

Der SAI (Snow  Advancing Index) gilt als  Maß für die sbirische Schneebedeckung in den Monaten Sept./Okt.  Ein hoher SAI korreliert mit einem negativen AO-Index, was ein Indikator für einen schwach ausgeprägten Polarwirbel und meridionales Zirkulationsmuster auf der NH ist.

3.4. Die Solarstrahlung

Auch die Sonne hat möglicherweise einen Einfluss auf kalte Winter in Europa und den USA. Das Verhalten der Sonne unterliegt wiederkehrenden zyklischen Schwankungen. Ein besonders prägnanter Sonnenzyklus, also der Zeitraum zwischen zwei Maxima der Strahlungsleistung, dauert etwa 11 Jahre (Schwabe-Zyklus). Das letzte Maximum lag zwischen 2000 und 2002, das letzte Minimum zwischen 2008 und 2010. Nach einer Modellberechnung beeinflusst eine geringe UV-Strahlung die Wetterverhältnisse in der unteren Troposphäre über die Stratosphäre.  Dabei entstehen ähnliche Muster wie bei einer schwachen Nordatlantischen Oszillation (NAO). Die Dekadenschwankung der NAO wird hiernach bis zu 50 % durch die Variabilität der Solarstrahlung auf diesem Wege angetrieben. Der Einfluss der NAO und der Sonne würden hiernach keine sich ausschließenden Erklärungen für die Winterverhältnisse in Europa sein, sondern zusammenwirken.

Untersuchungen haben ergeben, dass eine deutliche Verbindung zwischen Kältewellen in Mitteleuropa und den Minima des Schwabe-Zyklus gibt.  Während eines Sonnenfleckenminimums  ist das Tief bei Island ist deutlich weniger ausgeprägt, d.h. der Luftdruck ist erhöht. Die Folge ist eine schwächere NAO und eine Zufluss kalter Luft von der Arktis und Skandinavien nach Mittel- und Westeuropa.

 3.5. SST (sea surface temperature)

Die Meeresoberflächentemperatur ist eine bedeutende meteorologische und klimatologische Messgröße, die sowohl für die Zirkulation als auch den Wärmeaustausch der Atmosphäre wichtig ist.
Temperaturanomalien im Nordatlantik haben starken Einfluss auf das europäische Wettergeschehen.

3.6. Golfstrom

Wie alle Meeresströmungen wird auch der Golfstrom  durch Winde, aber auch durch Veränderungen von Temperatur und Salzgehalt des Meereswassers  angetrieben (thermohaline Zirkulation).

Das vom Äquator zu den Polen strömende Warmwasser gibt seine Wärme vor allem durch Verdunstung (latente Wärme) nach und nach an die darüberliegenden Luftschichten ab. Damit einhergehend erhöht sich der Salzgehalt des Wassers stetig.  Die Dichte des Wassers nimmt so immer weiter zu bis es schliesslich weit im Norden in abwärtsgerichteten Wirbeln abzusinken beginnt (Absinkzonen). Begünstigend wirkt hier im Winter auch  die Neubildung von Meereis. Da das Eis nur wenig Salz aufnehmen kann, wird das überschüssige Salz beim Gefrieren abgepresst, wobei sich der Salzgehalt des umgebenden Meerwassers natürlich weiter zunimmt. Ausserdem kühlt das Wasser bei Kontakt mit dem Eis noch weiter an. Absinkzonen befinden sich zum Beispiel südlich von Grönland oder bei Island. Die Bildung von kaltem und salzhaltigem Tiefenwasser, welches wieder in Richtung Äquator strömt, wirkt wie eine Pumpe und verstärkt so die Meeresströmung.

Da Meeresströmungen sowohl durch Unterschiede in der Wassertemperatur als auch im Salzgehalt angetrieben werden spricht man auch von einer thermohalinen Zirkulation.

Die vom Golf- und Nordatlantikstrom erwärmte feuchte Meeresluft gelangt mit den in mittleren Breiten vorherrschenden Westwinden (und den sich in der Luftströmung ab einer kritischen Strömungsgeschwindigkeit bildenden Tiefdruckwirbeln) nach Europa und sorgt dort vor allem in den Wintermonaten für ein deutlich milderes Klima als es sich ansonsten aus der geographischen Lage ergeben würde. Eine Abschwächung des Golfstroms bedeutet also automatisch eine mehr oder weniger drastische Abkühlung.

Zu einer Abschwächung der thermohalinen Zirkulation des Golf- und Nordatlantikstroms kann es dann kommen, wenn grosse Mengen Süsswasser in den Nordatlantik gelangen, vor allem auch im Bereich der Absinkzonen:

Die globale Erwärmung als Folge der Emission von Treibhausgasen verstärkt die Wasserverdunstung. Die wärmere und feuchtere Luft gelangt durch die atmosphärische Zirkulation in höhere Breiten, wo es dann häufiger und mehr Niederschläge gibt.

Auch das Abschmelzen grösserer Eismassen erhöht den Süsswassereintrag in den Nordatlantik.

Die Folgen einer deutlichen Abschwächung des Golf- und Nordatlantikstroms  wären dramatisch. Die Winter in Europa würden deutlich kälter und länger anhaltend.

3.7. ENSO (El Nino Southern Oscillation)

Dabei handelt es sich um nichtzyklische auftretende Strömungen im äquatorialen Pazifik.

Normalerweise strömt warmes Oberflächenwasser aus dem Pazifik vor Südamerika in Richtung Westen, nach Indonesien. Bei El Niño kehrt sich dieser Prozess durch eine Verschiebung der Windzonen um. Innerhalb von ca. drei Monaten strömt die Warmwasserschicht von Südostasien nach Südamerika.  Der Ostpazifik vor Südamerika erwärmt sich, während vor Australien und Indonesien die Wassertemperatur absinkt.

Von La Nina spricht man im umgekehrten Fall, wenn verstärkte Passatwinde das warme Wasser an der Oberfläche nach Südostasien transportieren; an der Küste Perus strömt kaltes Wasser aus der Tiefe nach, das bis 3 °C unter der Durchschnittstemperatur liegt.

Fernwirkungen auf Europa sind noch nicht ausreichend erforscht. In El-Nino Jahren sollen mit höherer Wahrscheinlichkeit mit einem milderen Frühwinter und kälteren Hoch-/Spätwinter korrelieren; umgekehrt bei La Nina.

3.8. QBO (quasi- biennal oscillation)

Darunter versteht man einen fast periodischen Richtungswechsel des Windes in der äquatorialen Stratosphäre. In einer Höhe von 17 bis 32 Kilometern dreht der Wind etwa alle 28 bis 29 Monate sehr schnell von West nach Ost und umgekehrt.

3.9. Atlantische Hurrikansaison

Schwache Hurrikansaison hat meist einen milden mitteleuropäischen Winter zur Folge.

3.10. MW/SSW (Major Warming/Sudden Stratopharic Warming)

In den Wintermonaten bildet sich in der polaren Stratosphäre, bedingt durch die negative Strahlungsbilanz im Polbereich, ein markanter Polarwirbel aus, an dessen südlicher Begrenzung starke Westwinde auftreten. Die Temperaturen in der unteren Stratosphäre (in etwa 20 km Höhe) betragen im Durchschnitt unter −70 °C. Diese im Winter vorherrschende zentrische Struktur wird durchschnittlich alle zwei Jahre durch  „plötzlichn“  Temperaturanstieg stark gestört. Bei dieser starken Erwärmung (Major Warming) steigt die Temperatur der Stratosphäre im Polbereich innerhalb weniger Tage um mehr als 50 Grad an und erreicht höhere Werte als in südlicheren Breiten. Diese  plötzliche Erwärmung setzt sich in die Troposphäre fort, dadurch  entstehender hoher LD  über dem Pol führt zu einer Umkehr der AO (die  Westwinde werden von  Ostwinden abgelöst), wodurch ein Zusammenbruch des Polarwirbels erfolgt. Meist bilden sich  zwei ausgeprägten Wirbeln (Polarwirbelsplit) aus, die Zirkulatio über der nördlichen Hemisphäre meridionalisiert. Dabei bildet sich  häufig eine Verbindung des Azorenhochs mit dem entstandenen hohen Geopotential über dem Pol aus, was  eine Blockingsituationen über dem Antlantik und für Europa oftmals bessere Winterchancen bedeutet.

Obige Einflussfaktoren stehen häufig in Wechselwirkung zueinander, können sich aufheben oder verstärken. Daraus ist zu entnehmen, das Saison bzw. Langfristvorhersagen für den  Winter, und auch andere Jahreszeiten, hochkomplex sind.

 

Ergänzend gibt es auch statistische Wetterregeln, die über jahrzentelange Bobachtung entstanden sind und relativ hohe Eintrittswahrscheinlichkeit aufweisen.
Z.B. auf warmen trockenen  Oktober folgt ein kalter Jänner:

Eine neue Methode, basierend auf den OPI (Octobre Pattern Index), ist wissenschaftlich noch nicht belegt, weist aber Parallelen mit der Oktoberregel auf.  Er ist ein Maß für die Geopotentialverteileung auf der 500hPa-Fläche der NH im Oktober. Wie beim SAI wird auch beim OPI eine Beziehung zum AO-Index hergestellt:  ein negativer OPI korreliert mit einem negativen AO-Index in den Wintermonaten, ein positiver mit einem positiven.

Eine weitere Regel z. B. besagt:
Kalt bzw. Mildwinter treten selten isoliert auf.

 

Bei allen plausiblen Erklärungsversuchen der kalten Winterperioden in Europa sollte  nicht übersehen werden, dass bei den kalten Wintern der letzten Jahre es sich um ein sehr kurzfristiges Phänomen handelt, das bisher nur einige aufeinander folgende Wettererscheinungen beinhaltet, aber keinen neuen Klimazustand darstellt. Falls das Abschmelzen des arktischen Meereises, das nach allen Prognosen sich auch in Zukunft fortsetzen wird, tatsächlich eine zugrundeliegende Ursache ist, kann daraus ein neues Klimamerkmal werden. Ob das der Fall sein wird, werden die nächsten Jahrzehnte zeigen. Gegenwärtig ist jedenfalls nicht auszuschließen, dass die kalten europäischen Winter der letzten Jahre (ausgenommen 2013/14) eine Folge von rein natürlichen Schwankungen der Nordatlantischen Oszillation sind.

Gegenwärtig lassen sich die kalten europäischen Winter jedenfalls auch als eine räumlich und zeitlich begrenzte Wettererscheinung im natürlichen Schwankungsbereich unseres Klimasystems verstehen.