Grossräumige Windsysteme

Beim Durchzug eines Tiefdruckgebietes mit seinen Wetterfronten ist der kontante Westwind typisch. Dieser ist ein typisches Beispiel eines grossräumigen Windsystems, wo über ein grosses Gebiet eine mehr oder wenige einheitliche Windrichtung vorherrscht.

Inhaltsverzeichnis

• Grossräumige Luftdruckunterschiede

• Corioliskraft

• Geostropher Wind

• Gradientenwind

• Reibungswind

Grossräumige Luftdruckunterschiede

Solche Windverhältnisse entstehen durch Luftdruckunterschiede grossräumiger Hoch- und Tiefdruckzonen (siehe Abschnitt "Was den Wind antreibt"). Letztere sind auf den Wetterkarten anhand der Isobaren zu erkennen. Die Isobaren stellen die Linien gleichen Druckes dar. Meist wird dabei der gemessene Luftdruck am Boden verwendet (Bodendruckkarte). Je nach Höhe können die Druckunterschiede (und somit auch die einsetzenden Luftströmungen) verschieden sein.

Quelle: Deutscher Wetterdienst (DWD) - http://www.dwd.de/scripts/getimg.php?src=/hobbymet/HOBBYMET_PPOA89.gif, Public Domain, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=22809996

Je näher die Isobaren beieinander sind, desto stärker sind die räumlichen Luftdruckunterschiede und damit die Druckgradientenkraft. Diese zeigt immer senkrecht zu den Isobaren in Richtung des tiefen Druckes.

Eigentlich müsste sich nun eine Luftströmung parallel zur Druckgradientenkraft, d.h. senkrecht zu den Isobaren ausbilden und dabei das Gebiet mit tiefem Druck «auffüllen». In Realität ist dies jedoch anders: Es wird stattdessen jeweils eine Luftströmung ungefähr parallel zu den Isobaren beobachtet (wodurch auch kein Druckausgleich stattfinden kann). Dies liegt daran, dass in der grossräumigen Skala nebst dem Druckgradient, noch weitere Kräfte auf den Wind einwirken. Es sind dies die Corioliskraft , die Zentrifugalkraft und die bodennahe Reibung (Reibungskraft).

Corioliskraft

Durch die Eigenrotation der Erde, die nach Osten gerichtet ist (was zu einer relativen Bewegung der Sonne nach Westen führt, mehr dazu siehe hier), bewegt sich die Erdoberfläche ständig und zwar je näher zu den Polen, desto langsamer. Wenn nun auf der Nordhemisphäre ein Luftpaket von Süden nach Norden weht, behält es die Geschwindigkeit von seinem Startpunkt. Gegenüber der sich mit dem höheren Breitengrad zunehmend langsamer bewegenden Erdoberfläche wird es jedoch beschleunigt. Es kriegt dadurch eine stetige Ablenkung gegen Osten (rechts). Wenn der Wind von Norden nach Süden weht, nimmt die die Rotationsgeschwindigkeit der Erdoberfläche zu und das nun langsamere Luftpaket wird nach Westen abgelenkt (ebenfalls nach rechts).

Luftpakete, die sich gegen Norden bewegen, erfahren in den höheren Breitengraden durch ihre (vom Startpunkt mitgenommene) höhere Rotationsgeschwindigkeit eine Ablenkung nach Osten

Quelle: Jimsen - German Wikipedia, original upload: de:Bild:Jetsteam hoehenkarte nordhalbkugel.png, CC BY-SA 3.0, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=425669

Corioliskraft im 2D-Fall illustriert: Durch die immer grössere Geschwindigkeit der Platte gegen aussen, erfährt die Kugel eine Ablenkung nach rechts. Dieses Beispiel ist vergleichbar mit der Bewegung eines Luftpaketes vom Nordpol nach Süden auf der Erdkugel

Quelle: Hubi - German Wikipedia, CC BY-SA 3.0, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=1008114

Eine Ablenkung nach rechts findet aber auch statt, wenn das Luftpaket in östlicher oder westlicher Richtung weht. Die Rotationsgeschwindigkeit bleibt dann zwar dieselbe, doch wegen der gekrümmten Erdoberfläche, kriegt die Windrichtung am neuen Standort eine südliche Komponente.

Ja, ich gebe zu, das ganze Konzept der Corioliskraft ist schwierig zu verstehen, doch die wesentlichen Schlussfolgerungen sind eigentlich ganz simpel:

• eine bewegte Luftmasse erfährt stets eine ablenkende Kraft senkrecht zur Bewegungsrichtung

• auf der Nordhemisphäre ist die die Corioliskraft nach rechts und auf der Südhemisphäre nach links ausgerichtet

• je näher zu den Polen, desto stärker ist die Corioliskraft. Am Äquator ist sie Null.

• je schneller die Geschwindigkeit des Luftpaketes, desto stärker ist die Corioliskraft

Geostropher Wind

Betrachten wir nun eine Druckverteilung mit mehr oder weniger geraden, parallelen Isobaren. Der Druckgradient, der stets senkrecht zu den Isobaren vom höheren zum tieferen Druck ausgerichtet ist, treibt dabei den Wind an. Es ist auch die Richtung, die der Wind zu Beginn einschlagen wird. Wegen der Corioliskraft wird er jedoch ständig nach rechts abgelenkt. Sobald der Wind parallel zu den Isobaren ausgerichtet ist, stellt sich ein Kräftegleichgewicht von Druckgradientenkraft (zum tiefen Druck) und Corioliskraft (nach rechts, d.h. zur Bewegungsrichtung zum hohen Druck) ein. Je enger die Isobaren beieinander sind, desto grösser ist die Druckgradientenkraft und dementsprechend höher die Windgeschwindigkeit. Durch den geostrophen Wind erfolgt kein Druckausgleich.

Beim Geostrophen Wind stellt sich ein Kräftegleichgewicht zwischen Druckgradientenkraft und Corioliskraft ein, so dass der Wind paralell zu den Isobaren weht. Es findet kein Druckausgleich zwischen den Gebieten vom hohem und tiefen Druck statt.

Ein typisches Beispiel für einen Geostrophen Windes ist der Polarfront-Jetstream. Dieser bildet sich in den gemässigten Breiten immer mal wieder in grosser Höhe an den Luftmassengrenzen von warmer-tropischer und kalter-polarer Luft. Dabei führen die Temperaturunterschiede in den höheren Luftschichten zu grossen Luftdruckunterschieden. Die Windgeschwindigkeiten erreichen dabei ca. 200 bis 500 km/h.

Gradientenwind

Auch bei den klassischen Hoch- und Tiefdruckgebieten stellt sich wie beim Geostrophen Wind eine Isobaren-parallele Zirkulation ein. Diese erfolgt auf der Nordhemisphäre beim Hochdruckgebiet im Uhrzeigersinn («antizyklonal») und im Tiefdruckgebiet im Gegenuhrzeigersinn («zyklonal»). Weil die Luftströmung durch die Krümmung der Isobaren rotiert, muss sie aber stets gegen das Kreisinnere abgelenkt werden, um sie in der Kreisbahn zu halten.

Beim Tiefdruckgebiet muss deshalb die Corioliskraft kleiner sein als der Druckgradient. Damit dies der Fall ist, muss die Windgeschwindigkeit kleiner sein als beim Geostrophen Wind (wir erinnern uns: Je höher die Windgeschwindigkeit, desto grösser die Corioliskraft). Um ein Hochdruckgebiet ist das Gegenteil der Fall, weil die Ablenkung ja zum Hochdruckzentrum hin, also in Richtung der Corioliskraft hin erfolgen muss. Diese muss deshalb grösser sein als die Druckgradientenkraft, was eine höhere Windgeschwindigkeit zur Folge hat.

Beim Tiefdruckgebiet muss für eine konstante Ablenkung zum Zentrum die Druckgradientenkraft höher sein als die Corioliskraft, was in einer gegenüber dem Geostrophen Wind tieferen Windgeschwindigkeit resultiert.

 Beim Hochdruckgebiet muss hingegen die Corioliskraft überwiegen, was zu einer höheren Windgeschwindigkeit führt.

Aus der Sicht des Luftpaketes (rotierendes Bezugssystem) kann der Gradientenwind als Kräftegleichgewicht verstanden werden, beim dem zusätzlich noch die Zentrifugalkraft am wirken ist

Also nochmal zusammengefasst:

• Strömung um ein Tiefdruckgebiet: Tiefere Windgeschwindigkeit als bei geraden Isobaren

• Strömung um ein Hochdruckgebiet: Höhere Windgeschwindigkeit als bei geraden Isobaren

Reibungswind

In den untersten Luftschichten (bis ca. 50m Höhe) wirkt zusätzlich immer noch die Reibung des Bodens. Mit Berücksichtigung der Reibungskraft, die immer dem Wind entgegengesetzt ist, stellt sich ein Kräftegleichgewicht ein, wo der Wind leicht schräg aus dem Hochdruckgebiet hinaus und leicht schräg ins Tiefdruckgebiet hinein weht. Dadurch wird in Bodennähe ein Druckausgleich ermöglicht. Die Reibung verändert nicht nur die Windrichtung, sondern reduziert auch die Windgeschwindigkeit. Über dem Meer ist die Reibung und somit der Druckausgleich jedoch deutlich geringer. Erst wenn ein Tiefdruckgebiet aufs Festland trifft, beginnt es sich abzuschwächen.

Beim Reibungswind stellt sich ein Kräftegleichgewicht zwischen Druckgradientenkraft, Corioliskraft und Reibunsgskraft ein. Die Windrichtung ist leicht schräg zu den Isobaren hin zum tiefen Druck gerichtet. Dabei kann ein Druckausgleich stattfinden.

Da die Reibungskraft vor allem bodennah wirkt und mit der Höhe abnimmt, ergeben sich unterschiedliche Windrichtungen / Windgeschwindigkeiten zwischen bodennaher Luft und der darüber liegenden Luftschichten (wo Geostropher Wind oder Gradientenwind vorherrscht). Im Vertikalprofil sieht man dabei eine graduelle Zunahme der Windgeschwindigkeit und eine ebenso graduelle Änderung der Windrichtung im Uhrzeigersinn, d.h. in Richtung Isobaren-paralleler Strömung (man spricht dabei auch von der «Ekman-Spirale»). Diese kann sich bis in Höhen von ca. einem Kilometer erstrecken, obwohl die Reibung des Bodens nur ca. 50m hoch wirkt. Dies weil durch unterschiedliche Windgeschwindigkeiten und – Richtungen auch eine Reibung zwischen den verschiedenen Luftschichten stattfindet.

Ekman-Spirale: Mit der Höhe nimmt die Windgeschwindigkeit zu und auch die Richtung nähert sich durch eine graduelle Drehung im Uhrzeigersinn dem Geostrophen Wind

Sind grossräumige Windsysteme am Werk, werden die lokalen Windsysteme, wie Hangauf-/ Hangabwind, Berg-/ Talwind oder Land-/Seewind stark davon beeinflusst oder sie können sich gar nicht ausbilden. Die Wind-bedingte Durchmischung der Luftschichten sorgt ausserdem dafür, dass sich keine bodennahe Kaltluft bilden kann und auch in den Tälern wird die Bildung von Kaltluftseen in Tälern verhindert.

Übrigens: Die Energie welche die Hoch- und Tiefdruckgebiete entstehen lässt, kommt nicht aus dem Nichts, sondern ist eine Folge der Sonneneinstrahlung. Genauer gesagt ist es die unterschiedliche Intensität zwischen der Sonneneinstrahlung je nach Breitengrad. Die genauen Prozesse sind jedoch ein Thema für sich und würden den Rahmen dieses Seite sprengen.

Mehr zum Thema Wind:

• was den Wind antreibt

• Berg- und Talwind / Hangauf- und Hangabwind​

• See- und Landwind

• Grossräumige Windsysteme

• ​Lokale und temporäre Einflussfaktoren auf den Wind

• Wind-assozierte Phänomene

• ​Beurteilung der Windverhältnisse