Tiefdruckgebiet

Ein thermisches Tiefdruckgebiet bildet sich durch Unterschiede in der Luftdichte, die durch Erwärmung (Sonneneinstrahlung) oder durch Abkühlung hervorgerufen werden.

Der Luftdruck an einem beliebigen Ort der Erdatmosphäre ist der hydrostatische Druck der Luft, der an diesem Ort herrscht. Dieser Druck resultiert aus dem Gewicht der Luftsäule über diesem Ort. Die Gewichtskraft, die auf die Masse der Luftsäule wirkt, komprimiert die Luft in der Luftsäule. Wenn die Luftsäule eine geringere Dichte hat, ist auch der hydrostatische Druck geringer. Mit einem Barometer misst man deshalb weniger Luftdruck und spricht von Tiefdruck. Bei Hochdrucklage ist die Luftsäule im Gegensatz dazu schwerer, es wird relativ dazu höherer Druck – Hochdruck – gemessen.

Je nach betroffener Luftschicht unterscheidet man zwischen Bodentief und Höhentief.

Ein Bodentief entsteht, wenn die Dichte der Luft in Bodennähe durch Erwärmung (Sonneneinstrahlung) abnimmt. Umgebende und darüberliegende kältere und damit dichtere Luft erzeugt aufgrund des hydrostatischen Drucks einen Auftrieb der erwärmten, leichteren Luft. Die einströmende kältere Luft wird fortwährend vom sonnenbeschienenen Boden erwärmt und aufgetrieben, so dass sich eine fortgesetzte Strömung warmer Luft nach oben einstellt (Thermik).

Steigen erwärmte Luftmassen vom Boden auf, kühlen sie sich dabei um ca. 1 °C pro 100 m ab. Man spricht vom „trockenadiabatischer Temperaturgradienten“. Zunächst bleibt die im Luftpaket enthaltene Wasserdampfmenge unverändert. In einer bestimmten Höhe erreicht die Temperatur der Luftmasse den Taupunkt. Hier setzt die Kondensation ein, eine Cumulus-Wolke bildet sich. Die Wolkenuntergrenze liegt also genau auf dieser Höhe.

Die bei der Kondensation freiwerdende Kondensationsenthalpie führt auch hier zur Dichteverringerung (siehe feuchtadiabatischer Temperaturgradient), sodass auch in der Höhe durch den hydrostatischen Druck der kälteren Umgebungsluft weiterer Auftrieb entsteht. Es entsteht in diesem Bereich allmählich eine Säule weniger dichter Luft mit entsprechend geringerer Gewichtskraft, ein Tiefdruckgebiet mit einem großräumigen Zuströmen fremder Luft (Winde, Stürme).

Ein Höhentief (auch Höhentiefkern, HTK oder Upper Level Low, ULL)[1] beschreibt die Situation über einem (Boden-)Hochdruckgebiet. Es entsteht durch kalte Luft, die aus großer Höhe absinkt, wodurch der Luftdruck in den höheren Schichten der Luft vermindert und am Boden erhöht ist. Höhentiefs liegen in mehreren Kilometern Höhe und zeichnen sich durch – im Vergleich zur Umgebung – niedrige Temperaturen aus. Daraus lassen sich Rückschlüsse auf das Alter des Tiefs ziehen. Oft gibt es zu einem Höhentief keinerlei Entsprechung in Bodennähe, sie sind aber teils sehr wetterwirksam. Höhentiefs bestimmen besonders im Herbst in Form von Cut-Off-Lows oder Kaltlufttropfen aus Höhentrögen die Wetteraktivität im Mittelmeerraum, weil das warme Wasser des Mittelmeeres die untersten Luftmassen erwärmt und mit Feuchtigkeit anreichert.[2] Dort sind Höhentiefs Indikatoren für abnorme Niederschläge. Auf der Höhenwetterkarte (z. B. 500 hPa-Topographie) zeichnet sich das Höhentief durch einige abgeschlossene Isobaren ab.[3]

Ein dynamisches Tiefdruckgebiet (auch eine Zyklone) liegt vor, wenn die Luftströmung in tiefen Schichten der Atmosphäre zusammenfließt (konvergiert) und in der Höhe wieder auseinanderströmt (divergiert) und dabei an Geschwindigkeit verliert. Bei einem Tiefdruckgebiet strömt die Luft aufgrund des Druckgefälles nach innen. Diese Strömung wird auf der Nordhalbkugel durch die Corioliskraft nach rechts abgelenkt und es ergibt sich eine gegen den Uhrzeigersinn gerichtete Rotation.

Vielfach werden die Bezeichnungen für ein Tiefdruckgebiet (die Zyklone, Plural die Zyklonen) und einen tropischen Wirbelsturm des Indischen Ozeans (der Zyklon, Pl. die Zyklone) verwechselt.

Aufgrund der in den mittleren Breiten insgesamt vorherrschenden westlichen Winde bewegen sich Tiefdruckgebiete von Westen nach Osten. Somit bezeichnet man die an einem bestimmten Ort im Regelfall früher eintreffende Ostseite des Tiefs auch als Vorderseite, die Westseite als Rückseite.

Warmfront

An der Vorderseite des Tiefs gleitet warme – und damit relativ leichte – Luft auf die vor ihr liegende kältere, schwerere Luft auf und wird dabei gehoben. Es entsteht eine Warmfront. Die aufgleitende Luft kühlt sich dabei adiabatisch ab, es kommt zur Kondensation und es bilden sich zuerst Eiskristallwolken (Cirrus) und dann Schichtwolken (Stratus, Nimbostratus), aus denen es anhaltend regnen kann. Weil die abgekühlte Luft sich zu der kalten Luft an der Vorderseite des Tiefs zuschlägt, wandert die Warmfront (im mit dem Tief rotierenden Bezugssystem) zunehmend in Richtung der Rückseite des Tiefs. Durch die insgesamt entgegen dem Uhrzeigersinn gerichtete Rotation (auf der Nordhalbkugel) des Tiefdruckgebietes entsteht der Eindruck, als ob die Warmfront sich langsam an der Vorderseite des Tiefs einrollt.

Zwischen der Kalt- und Warmfront befindet sich der Warmsektor. Oft lösen sich Wolken in diesem Bereich auf und es fällt kein Niederschlag. Die Luft ist jedoch auch häufig feucht- warm und labil geschichtet, so dass sich Schauer und Gewitter bilden können. Da die Kaltfront in der Regel schneller als die Warmfront vorstößt, wird der Warmsektor allmählich schmaler.

Kaltfront

Bei einer Kaltfront schiebt sich kalte Luft unter die warme Luft, die sich dabei adiabatisch abkühlt. Dabei regnet es. Weil hier die abgekühlte Luft sich zur Kaltluft auf der Rückseite des Tiefs zuschlägt, wandert die Kaltfront (im mit dem Tief rotierenden Bezugssystem) zunehmend in Richtung der Vorderseite des Tiefs. Durch die insgesamt entgegen dem Uhrzeigersinn gerichtete Rotation des Tiefdruckgebiets entsteht der Eindruck, als ob die Kaltfront sich schnell an der Vorderseite des Tiefs einrollt.
Die Kaltfront ist gekennzeichnet durch konvektive Bewölkung, auch bekannt als Quellwolken (Cumulus, Cumulonimbus). Es kommt zu Schauern, auch Gewitter können folgen.

Als Okklusion bezeichnet man die Vereinigung einer Kalt- und Warmfront. Dabei wird warme Luft vom Boden abgehoben und es entstehen Verwirbelungen. Zur Bildung einer Okklusion kommt es im Regelfall dadurch, dass infolge der unterschiedlichen Rotationsbewegungen in einem Tief die Kaltfront nach einigen Tagen die Warmfront einholt.

Die Okklusion ist besonders niederschlagsintensiv, weil sich die Effekte der Warm- und Kaltfront kumulieren. Da sie vergleichsweise nahe am Tiefdruckkern ist, entstehen die lokal schwersten Niederschläge oft in den älteren Tiefs relativ nah an ihrer Trajektorie (Zugbahn).

Hinter der Kaltfront folgt der Kaltsektor. Hier beginnen die an der Rückseite des Tiefs südwärts (respektive nordwärts auf der Südhalbkugel) strömenden Luftmassen um den Tiefkern zu kreisen. Im Kaltsektor klart der Himmel wieder auf, daher wird es nach Durchgang der Kaltfront heiter, aber mit Temperatursturz. Hier entstehen auch Wolkengebiete, die man in starker Ausformung Enhanced Cumulus (EC, erweiterte Cumuluswolkenbildung) nennt.[4] Sie bringen typischerweise etwa bei den herbstlichen Atlantiktiefs Europa den Schnee.

Wenn der Kaltsektor hinter der Okklusion in den Kern des Tiefs vorgedrungen ist, zerfällt das Tief.