Defintion:
Die Tropopause bezeichnet die schmale Übergangszone zwischen
Troposphäre und Stratosphäre. Sie ist nach offizieller
Definition der WMO durch einen vertikalen
geometrischen Temperaturgradienten <0,2 K/100m über
2 km Höhendifferenz gekennzeichnet.
Anschauung und Verwendung:
Besonders gut erkennbar ist die Tropopause als Obergrenze für
die Wolkenbildung. Durch die extreme vertikale Stabiltät
der darüber angrenzenden Stratosphäre wird jegliche
Vertikalbewegung sofort stark gedämpft. Lediglich bei enormer
Konvektion können vereinzelt sogenannte "overshooting
tops" bis in die untere Stratosphäre vordringen.
Auf aerologischen Vertikalschnitten kann die Tropopause neben
der definierten Methode über die Isothermendrängung
besonders gut durch die Darstellung von Isentropen
erkenntlich gemacht werden, da diese ab der Tropopause (in der
stabilen Stratosphäre) nun sehr stark gedrängt und quasiparallel
verlaufen.
Neigung der Tropopause:
Beobachtet man die mittlere Tropopausehöhe, so wird sofort
offensichtlich, dass diese ebenso wie Frontalzonen
einer Neigung unterliegen. So fällt die Tropopause vom Äquator
(ca. 16km) bis zu den Polen im Mittel auf die Hälfte ihres
Ausgangswertes ( ca. 8km) ab.
Dementsprechend lässt sich also mit Hilfe des MARGULES´schen
Ansatzes auch eine Gleichgewichtsbedingung für die Tropopause
bestimmen, welche die frontalzonenhafte Neigung gegenüber
isobaren Flächen erklärt.
Aus dieser wird nun ersichtlich, dass die vertikale geostrophische
Windscherung direkt oberhalb und unterhalb der Tropopause für
die Neigung verantwortlich ist. Nimmt der Wind über der Tropopause
(in der unteren Stratosphäre) nun schneller ab als unterhalb
der Tropopause (in der oberen Troposphäre, so ergibt sich
nach MARGULES ein Tropopausenanstieg in Richtung Äquator.
Dies repräsentiert folglich die klimatologisch gemittelte
Situation mit der höchsten Tropopause über den Tropen.
Umgekehrt erfolgt ein Ansteig der Tropopause in Richtung der Pole
bei einer in der unteren Stratosphäre schneller zunehmenden
Windgeschwindigkeit als in der oberen Troposphäre. Dies beobachtet
man vor allem auf der zyklonalen (polwärtigen) Seite des
Polarfront-Jetstreams, wo sich
die Tropopause oftmals sehr tief bis in die Frontalzone absenken
kann. Somit gelangt oftmals hochenergetische stratosphärische
Luft mit hohen Werten an isentroper potentieller
Vorticity in die Troposphäre. Diese IPV-Anomalie kann
bei enstsprechender Hebung für heftige Zyklogenese
sorgen. Die Einbeziehung trockener stratosphärischer Luft
in die troposphärische Zirkulation wird oftmals auch als
Dry Intrusion bezeichnet.
Quelle: www.eumetsat.de
Dieses Wasserdampfbild von Eumetsat vom 27.10.2004 zeigt eine
mächtige Dry Intrusion über der Biskaya, was anhand
der dunkelgefärbten sehr trockenen Luft zu sehen ist. Diese
gelangte anschließend durch einen Jetstreak
unter den Einfluss eines Hebungsfeldes und forcierte somit eine
rapide Zyklogenese über der
Biskaya. Eine konkrete synoptische Diskussion dieser außergewöhnlichen
Wetterlage findet sich hier.
Tropopausenbruch:
Durch die oben diskutierte unterschiedliche Neigung im Bereich
der Polarfront kommt es dort anschaulich
zu einer Singularität, also zu einem Bruch, der Tropopause.
Dies ist sehr gut an Vertikalschnitten zu erkennen.
Man erkennt zwischen 8 km und 10 km sehr schön den Tropopausenbruch.
Ebenso ist die äquatorwärts ansteigende (subtropische)
Tropopause gut zu erkennen, während die zur Frontalzone
hin absinkende (polare) Tropopause nur angedeutet ist.
Der nur in der Höhe ausgebildete (winterliche) Subtropenjet
weist ebenfalls einen Bruch der Tropopause auf, allerdings nicht
in so ausgeprägter Form.
© Marcus Boljahn