Tropische Wirbelstürme

Entstehung von tropischen Wirbelstürmen

Um eine tropische Zyklogenese zu vollziehen, benötigt es in erster Linie eine Ansammlung konvektiver Zellen über einer Wasserfläche mit hohen Wassertemperaturen. Über dem Atlantik können konvektive Schauer- und Gewitterzellen fast ausschließlich nur durch sog. „Easterly Waves“ erzeugt werden. Es handelt sich hierbei um Wellen, die in Folge barokliner-batroper Instabilität am African Easterly Jet (AEJ) entstehen und sich vom afrikanischen Festland auf den offenen Ozean bewegen (Abbildung 1). Der AEJ bildet sich am steilsten Temperaturgradienten zwischen der heißen Sahara und dem Westen von Nordafrika. Durchschnittlich wandern alle drei bis vier Tage Easterly Waves mit einer Wellenlänge zwischen 2.000 und 2.500km auf den Nordatlantik . Für etwa 60% aller tropischen Stürme über dem Atlantik sind Easterly Waves verantwortlich und sogar die tropischen Zyklonen im pazifischen Ozean lassen sich bis nach Afrika zurückverfolgen.

Abb. 1 | Durchschnittliche Windgeschwindigkeit (m/s) von Juni bis Oktober in 600 hPa | Bildquelle: NOAA-CIRES/Climate Diagnostics Center

Abb. 2 | Konvektive Zellen beginnen zunehmend um ein Zirkulationszentrum zu rotieren | Bildquelle: hurricanescience.org

Über Afrika schieben sich also Wellen in der Strömung (sog. Easterly Waves) auf den Nordatlantik. Jede dieser Tiefdruckwellen besitzt eine Trogachse mit einem Konvergenzfeld rückseitig der Trogachse und einem Divergenzbereich vorderseitig der Trogachse. Wichtig für die Entstehung der Tropenstürme ist nur der Konvergenzbereich, denn hier wird die Luftmasse mit entsprechendem Druckfall am Boden gehoben. Bei günstigen Bedingungen und labiler Schichtung der Troposphäre, d.h. die Temperatur nimmt in die Höhe ausreichend ab, können über der bodennahen Konvergenz Luftpakete bis zur Tropopause aufsteigen und große Gewittercluster bilden. In diesem Stadium spricht man von einer tropischen Störung.

Sind die Umgebungsbedingungen weiterhin günstig, d.h. es existieren:

ein schwacher Höhenwind, respektive niedrige Windscherung
hohe Wassertemperaturen über 26,5°C
genügend relative Luftfeuchte im mittleren Troposphärenbereich
ein ausreichender vertikaler Temperaturgradient, die Temperaturen nehmen mit der Höhe ausreichend ab
die Welle befindet sich mindestens 500km vom Äquator entfernt,

dann kann sich das Gewittercluster weiter intensivieren. Die warmen bodennahen Luftmassen werden durch die Aufwinde der Zellen gehoben und kondensieren aus. Der Abtransport der Luftmassen in die Höhe bewirkt einen Druckfall an der Oberfläche und weitere Luftmassen strömen nach. Die nachströmenden Luftmassen werden durch die Corioliskraft allerdings abgelenkt, womit das Nachströmen verzögert wird, der Druck im Zentrum kann weiter fallen, weil mehr Masse abtransportiert wird als nachströmen kann. Sobald sich ein ausreichender Druckgradient ausgebildet hat, rotieren die Gewitter um das Tiefdruckzentrum (Abbildung 2), es bildet sich ein abgeschlossenes Zirkulationszentrum an der Oberfläche (low level circulation center - LLCC). Mit steigenden Windgeschwindigkeiten am Zufluss der Luftmassen ("low level inflow") werden in Folge erhöhter Evaporation an der Meeresoberfläche Warmluftmassen in das Zentrum gesogen und in der Höhe im "high level outflow" wieder abgegeben. In diesem Stadium bezeichnet man das System als tropische Depression, insofern die Windgeschwindigkeiten nicht die 63km/h überschritten haben. Dieser Vorgang kann sich theoretisch solange fortsetzen und intensivieren, bis eine der Grundbedingungen nicht mehr erfüllt werden.