Windsysteme

Definitionen zur Allgemeinen Klimatologie
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Die Klimatologie beschreibt den durchschnittlichen Zustand der Atmosphäre
und die von diesem zu erwartenden Abweichungen.
Klima beschreibt die durchschnittlichen Wetterverhältnisse an einem Ort oder
in einem Gebiet.
Klima ist der mittlere Witterungsverlauf an einem Ort.
Die Klimatologie ist eine synoptische1 Wissenschaft. Zu ihrem Verständnis muss man
Vorwissen aus anderen Fächern begriffen haben.
Die wichtigsten physikalischen Gesetze
Arbeit, Energie und Energieerhaltung
Arbeit ist Kraft x Weg. Wenn man an einem Körper Arbeit verrichtet, vergrößert man
seinen Energiegehalt. Energie ist also "gespeicherte Arbeit". Diese "gespeicherte
Arbeit" kann wieder abgegeben werden.
Energie kann in einem abgeschlossenen System weder erzeugt noch vernichtet
werden. Energie kann nur von einer Form in die andere umgewandelt werden.
Folgende Energieformen sind für das Verständnis des Klimas wichtig:
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Kinetische Energie: Die gespeicherte Bewegungsenergie entspricht der Arbeit,
die geleistet wurde, um z.B. ein „Luftpaket“ auf die momentane
Windgeschwindigkeit zu beschleunigen
o Wärmeenergie: ist die Energie, die in einem Körper in Form von
Brown'scher Molekularbewegung gespeichert ist. Die Atome bzw.
Moleküle in einem Körper bewegen sich ungeordnet mit der der
Temperatur des Körpers oder Gases entsprechende Energie. Damit ist
die Wärmeenergie eine spezielle Form der Bewegungsenergie und
damit kinetischen Energie.
Potenzielle Energie: ist diejenige Energie, die in einem Körper gespeichert ist,
wenn er sich in einer bestimmten Höhe befindet. Sie nimmt mit der Höhe zu.
Sie ist gleich der Arbeit, die benötigt wurde, um einen Körper auf die Höhe zu
heben, auf der er sich gerade befindet
Strahlungsenergie: ist die Energie, die durch elektromagnetische Wellen
transportiert wird. Die transportierte Energie hängt ab von der Wellenlänge
und von der Amplitude der Strahlung. Je kürzer die Wellenlänge und damit je
höher die Frequenz, desto mehr Energie kann von einem Strahl transportiert
werden (desto öfter schwingt die Welle pro Sekunde). Je größer die Amplitude
der Strahlung, desto mehr Energie wird transportiert. Die Intensität ist das
Quadrat der Amplitude der Welle. Siehe dazu: Beiblatt „Strahlungsenergie“
Chemische Energie: ist die Energie, die in einer chemischen Bindung
gespeichert ist und die in Form von Arbeit aufgebracht werden muss, um
diese Bindung zu trennen (endotherm) bzw. die frei wird, wenn sich eine
Bindung trennt (exotherm).
Strahlungshaushalt der Erde
Fast alle Prozesse, die auf der Erdoberfläche ablaufen, gewinnen die dafür
notwendige Energie aus der Strahlungsenergie der Sonne.
Folgende Faktoren spielen dabei eine Rolle:
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Sonneneinstrahlung
Drehung der Erde um die Sonne
Ausrichtung der Erdachse
Die Sonneneinstrahlung
In der mittleren Entfernung von 150 Millionen Kilometer erreichen von der
abgestrahlten Sonnenenergie noch 1370 W/m² die Erde. Diese Größe nennt man die
Solarkonstante [I0], obwohl sie sich durch unterschiedliche Sonnenaktivitäten
(Flecken, Eruptionen) leicht um 2-3% verändert.
Die Stärke der Sonneneinstrahlung ist eine Funktion der Distanz [r]Sonne-Erde. Je
weiter sich die Strahlen entfernen, eine umso größere Fläche teilen sich die Strahlen
einer Flächeneinheit. Die Strahlung nimmt mit dem Quadrat des Abstandes ab.
Abb.: Veranschaulichung des 1/r**2 Gesetzes (aus BRIGGS, 1994)
Da die Erde sich auf einer fast kreisförmigen Ellipse um die Sonne bewegt, hat sie im
Perihel eine kleinere Distanz zur Sonne als im Aphel. Dies verändert die Intensität der
Sonneneinstrahlung im Laufe des Jahres um 8% (derzeit im Winter+4% und im Sommer
–4%, das Präzisieren der Ellipse dauert 26000 Jahre.
Die mittlere Solarkonstante gilt bei senkrechtem Einfall der Sonnenstrahlen (Zenit) an
der Obergrenze der Atmosphäre. Steht die Erdoberfläche schräg zur Sonne verteilt
sich die Sonneneinstrahlung auf eine größere Fläche. Dies hat zur Folge, dass die
Strahlungsintensität geringer wird. (I=I0xcos )
Abb.: Das cos-Gesetz beschreibt, dass die Strahlungsdichte vom Cosinus des Sonnenstandes
abhängig ist (aus BRIGGS,1994)
Drehung der Erde um ihre Achse
Die Erde dreht sich in etwa 24 Stunden einmal um ihre eigene Achse. Damit
durchläuft jeder Punkt auf der Erdoberfläche täglich einen Zyklus sich verändernder
Strahlungsintensität. Die relative Stellung der Sonne kann durch zwei Winkel
beschrieben werden:
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der Zenitwinkel: Höhe über dem Horizont
der Azimutwinkel: Abweichung von der Südrichtung
Ausrichtung der Erdachse und Drehung der Erde um die Sonne
Die Erde bewegt sich in etwa 365 Tagen auf einer Ellipsenbahn einmal um die Sonne.
Die Drehachse der Erde ist zur Zeit um 23,5 ° gegen die Ebene geneigt, die durch die
Bahn um die Sonne gebildet wird.
http://141.84.50.121/iggf/Multimedia/Klimatologie/Nebenseiten/KG2-6.htm
Daraus folgt, dass zu unterschiedlichen Stadien des Umlaufs unterschiedliche Teile
der Erde beleuchtet werden. Dies führt zu den Jahreszeiten. Im (Nord-)Sommer ist der
Nordpol der Sonne zugeneigt, also beleuchtet, im Winter ist der Nordpol der Sonne
abgeneigt, also dunkel. Zu den Äquinoktien (Tage- und Nachtgleiche) ist der
Nordpol nach links bzw. rechts von der Sonne geneigt.
Die Rolle der Atmosphäre
Die Erdatmosphäre tritt in vielfältige Wechselwirkungen mit der Sonneneinstrahlung
ein.
Besonders folgende Prozesse verändern die Intensität der Sonnenstrahlung auf der
Oberfläche:
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Absorption von Licht an Luftmolekülen und Aerosolen
Streuung an Molekülen
Streuung an Aerosolen
Absorption von Licht an Luftmolekülen
Beim Durchgang durch die Atmosphäre können die Lichtwellen von den Molekülen
der Gase, die die Atmosphäre bilden, absorbiert werden. Die Gasmoleküle nehmen
dabei die Energie der Lichtwellen auf und wandeln sie im Wesentlichen in Wärme
um. Unterschiedliche Gase absorbieren unterschiedliche Wellenlängen. Die untere
Abbildung zeigt das Absorptionsverhalten unterschiedlicher Gase in der Atmosphäre.
Abb.: Absorptionsverhalten unterschiedlicher Gase in der Atmosphäre (1 = alles Sonnenlicht
entsprechender Wellenlänge wird beim Durchgang absorbiert, 0 = das jeweilige Gas ist bei
der betrachteten Wellenlänge vollkommen transparent), (aus BRIGGS, 1994)
Streuung an Molekülen
Lichtstrahlen bewegen sich ohne äußere Einwirkungen auf einer geraden Bahn.
Durch Auftreffen auf ein Gasmolekül der Atmosphäre können sie von dieser geraden
Ausbreitung abgebracht werden.
Streuung an Molekülen, die etwa so groß sind, wie die Wellenlänge des eintreffenden
Lichts nennt man Rayleigh – Streuung
z.B.:
sichtbares Licht hat eine Wellenlänge von 400 bis 1000 nm, Moleküle haben 4 nm, Faktor 0.01 =>
Rayleigh-Streuung von sichtbarem Licht an Molekülen tritt auf
Mikrowellen haben eine Wellenlänge von ca. 20 cm, Blätter haben auch Größen im Zentimeterbereich,
also Faktor 0.05 => Rayleigh-Streuung von Mikrowellen an Blättern tritt auf
Experimente zeigen:
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Licht wird in alle Richtungen gestreut (sogar dorthin, wo es hergekommen ist).
Licht wird umso stärker gestreut, je kleiner die Wellenlänge ist (je größer die
Frequenz ist). Blaues Licht wird also stärker gestreut als rotes Licht. Die Intensität
des gestreuten Lichtes steigt mit kleinerer Wellenlänge mit der vierten Potenz
an.
Die Winkelverteilung der Intensität des gestreuten Lichtes (Phasenfunktion) hat
eine Hantelform.
Streuung an Aerosolen
Streuung von Licht an Partikeln, die viel größer sind, als die Wellenlänge des Lichtes
nennt man Mie-Streuung. Bei Wassertröpfchen, Russpartikeln, Salzkristallen (alle
haben eine Größe von 1 ... 50mm) ist dies für sichtbares Licht gegeben. Sie ist
hauptsächlich nach vorne gerichtet.
z.B.:
Licht an Aerosolen (Wellenlänge Licht ca. 600nm, Aerosoldurchmesser ca. 0.1 ... 10µm)
Mikrowellen an Flugzeugen (Wellenlänge Mikrowellen: ca. 10cm, Flugzeugdurchmesser; ca. 2m)
Energieumsatz auf der Erdoberfläche
Sobald nun die restliche Sonnenstrahlung auf die Erdoberfläche auftritt, wird die
Strahlungsenergie je nach Eigenschaften der Erdoberfläche großteils in Wärme
umgewandelt. Die unterschiedliche Erwärmung der untersten Luftschichten führt
dann zu den atmosphärischen Erscheinungen von Temperatur und Wind.
Wind
Wind bezeichnet die Bewegung in der Atmosphäre und ist durch eine
Geschwindigkeit und eine Richtung gekennzeichnet.
Wind kann man am besten verstehen, wenn man die Kräfte versteht, die auf ein frei
gewähltes Luftpaket wirken.
Zugrunde liegen die Newton'schen Bewegungsgesetze:
1. Ein Teilchen behält seinen Bewegungszustand bei (Ruhe oder geradlinige
Bewegung), wenn keine Kraft wirkt.
2. Das Wirken einer Kraft verursacht, dass sich das Teilchen in Richtung der Kraft
beschleunigt. Sind mehrere Kräfte am Werk, so bewegt sich das Teilchen in
Richtung der Resultierenden.
Folgende Kräfte wirken auf ein Luftpaket:
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Gravitation
Druck
Gradientkraft
Coriolis (Schein-)kraft
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die Gravitation zieht alle Massen in Richtung Erdzentrum.
der Druck der umliegenden Luftpakete wirkt auf das betrachtete Luftpaket.
Der Druck vom darüber liegenden Luftpaket ist deswegen etwas kleiner, weil
mit zunehmender Höhe immer weniger Luftmoleküle darüber liegen: der
Luftdruck nimmt mit der Höhe ab. Die Luftmoleküle der unteren
Atmosphärenschichten werden durch die darüber liegenden
zusammengedrückt. Da somit die Kraft von unten etwas größer ist als die von
oben, wirkt eine resultierende Druckkraft entgegengesetzt der Gravitation.
Diese beiden Kraft (Gravitationskraft und Druckkraft) gleichen sich unter normalen
Bedingungen gerade aus. Damit findet in der Atmosphäre unter normalen
Bedingungen keine Bewegung statt. Als normaler Zustand gilt, wenn die
barometrische Höhenformel gilt: h=RT/g x ln (p0/p)

die Gradientkraft. Herrscht an zwei Orten unterschiedlicher Luftdruck, so wirkt
die Gradientkraft vom Ort höheren Drucks zum Ort niedrigeren Drucks. Die
Gradientkraft ist der entscheidende Motor für Bewegung von Luft in der
Atmosphäre und damit von Wind.

Coriolis-Kraft: Die Erde dreht sich von West nach Ost um 15 Längengrade pro
Stunde (360 pro Tag). Was passiert, wenn die Erde sich dreht? Alles mit "mehr
oder weniger" festem Kontakt zur Erde dreht sich mit! Mit welcher
Geschwindigkeit?
Mit welcher Geschwindigkeit bewegt sich ein Baum auf der
Erdoberfläche auf einer Breite von
0 Grad (Äquator)
30 Grad
48 Grad (München)
55 Grad (Hamburg)
89 Grad (nahe am Pol)
90 Grad (Pol)?
Daraus ergibt sich, dass die Geschwindigkeit sich an unterschiedlichen
Breitenkreisen unterscheidet.
Was passiert aber, wenn das Luftpaket sich nach Süden bewegt?
1. Wenn die Erde sich nicht dreht? Dann bewegt sich das Luftpaket
solange geradeaus, bis es an seinem Zielort angekommen ist!
2. Wenn die Erde sich dreht? Dann bewegt sich das Luftpaket
westlich am Zielort vorbei.
Abb. C1: Der Effekt der Erdrotation auf die Bewegung von Luftpaketen (aus BRIGGS,
1994)
Das Resultat ist, dass das aus Norden kommende Luftpaket für
südlichere Breiten zu langsam ist und es daher die Rotation von W nach
E auf dem neuen Breitenkreis nicht mitmachen kann. Es fällt daher
zurück.
Ein aufmerksamer Beobachter schließt daraus, dass eine Kraft gewirkt
hat (Newton'sches Gesetz). Tatsächlich hat, vom Weltraum aus
betrachtet, gar keine Kraft gewirkt! Diese "Schein"-Kraft nennt man
nach ihrem Entdecker Coriolis-Kraft.
Insgesamt hat die Coriolis-Kraft folgende in Abbildung C2 gezeigte
Auswirkungen auf bewegte Luftpakete.
Abb. C2: Auswirkungen auf bewegte Luftpakete auf der Erde (aus BRIGGS,1994).
Durchgezogene Linie = ohne Erdrotation, gestrichelte Linie = mit Erdrotation
Man erkennt:
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
auf der Nordhalbkugel bewirkt die Coriolis-Kraft eine Ablenkung
nach rechts
auf der Südhalbkugel bewirkt die Coriolis-Kraft eine Ablenkung
nach links
Die Coriolis-Kraft lenkt das Luftpaket also von seiner durch die
Gradientkraft vorgegebenen Bewegungsrichtung (vom hohen zum
tiefen Druck) ab. Sie wirkt senkrecht zur Bewegungsrichtung. Bei
fortgesetzter Wirkung der Coriolis-Kraft wird das Luftpaket so lange
abgelenkt, bis es senkrecht zur Gradientkraft fließt. Es entsteht die
paradoxe erscheinende Situation, dass sich dadurch
Druckunterschiede nicht mehr ausgleichen können sobald sich die Erde
dreht (da sich die Luft ja nun nicht mehr vom hohen zum tiefen Drucke
bewegt)!!! Den dabei entstehenden Wind nennt man geostrophischen
Wind.
Abb. C3: Durch die Coriolis-Kraft verursachte Veränderung der Windrichtung hin zur
geostrophischen Windrichtung (auf der Nordhalbkugel).
Kleine Zirkulationssysteme
Sie zeichnen sich dadurch aus, dass ihre Ausdehnung lokal bis regional ist (einige
Kilometer). Dazu gehören:
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


Land – See – Wind
Berg – Tal – Wind
Föhn
Spezielle lokale Windsysteme
Bei allen diesen Systemen spielt die Coriolis – Scheinkraft noch keine Rolle. Daher sind
sie leicht zu verstehen.
Land-See-Wind
Das Land-See-Windsystem ist allen Küstenbewohnern und -urlaubern bekannt. Es ist
vor allem im Sommer bei schönem Wetter, also bei starker Einstrahlung, zu
beobachten.
Es ist durch einen vom Meer aus wehenden Wind bei Tag (Seewind) und durch einen
vom Land wehenden Wind (Landwind) in der Nacht gekennzeichnet. Das Land-SeeWindsystem ist ein gutes Beispiel, um das Zusammenwirken unterschiedlicher
Faktoren zu veranschaulichen. Zu ihnen gehören:
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Albedo der Erdoberfläche
Wärmekapazität der Erdoberfläche
Strömungsdynamik des Wassers
Sensibler Wärmestrom
Druckverhältnisse und Gradientkraft
Thermische Emission
Und das funktioniert zusammen so wie in der folgenden Abbildung:
Abb.W1 : Land-See-Windsystem am Tage
Die Sonneneinstrahlung wird von Wasser und vom Land unterschiedlich
aufgenommen und in Temperatur umgesetzt.


Die Albedo des Wassers ist kleiner als die des Landes (Wasser ist dunkler). Aus
diesem Grund nimmt Wasser mehr Sonnenenergie auf.
Diese wird allerdings dadurch, dass Wasser beinahe durchsichtig ist, in einer
dicken Schicht (2-100m dick) absorbiert und umgesetzt. Die Strahlungsenergie
verteilt sich also auf eine große Menge Wasser. Gleichzeitig wird warmes und
kaltes Wasser vermischt, was ebenfalls zu einer Reduzierung der
Temperaturzunahme führt. Hinzu kommt, dass die Wärmekapazität des

Wassers groß ist und damit die gleiche Energiezufuhr zu einer viel kleineren
Erwärmung führt als bei Land. Diese Faktoren führen dazu, dass sich das
Wasser nur geringfügig erwärmt.
Auf dem Land wird zwar eine kleinere Menge an Sonnenenergie absorbiert
(Albedo = Rückstrahlanteil ist höher), sie erwärmt aber nur eine dünne Schicht
der Oberfläche. Der Weitertransport im Erdreich geht sehr langsam vor sich.
Dadurch ist die Erwärmung der Landoberfläche selbst bei kleinerer
absorbierter Strahlungsenergie größer als beim Wasser.
Resultat: Bei Sonneneinstrahlung steigt die Temperatur der Landoberfläche
stärker als die des Wassers. Dies hat zur Folge:
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Die darüber liegende Luft wird durch sensiblen (fühlbaren) Wärmetransport
erwärmt. Sie dehnt sich aus. Damit steigt der Abstand der Druckniveaus. Die
rote Linie in Abbildung W2 zeigt über Land in der gleichen Höhe von 1500m
einen Druck von 800hPa gegenüber 700hPa über dem Meer. Dies führt zu
einem Druckgradienten zwischen Land und Meer mit einem hohen Druck über
Land und einer Gradientkraft vom Land zum Meer.
Diese Gradientkraft hat einen Höhenwind vom Land zum Meer zur Folge.
Dieser und das Aufsteigen der Luft von der aufgeheizten Landoberfläche
wiederum bewirken relativ tiefen Luftdruck direkt an der Landoberfläche.
Durch das Aufsteigen der Luft entsteht über der Meeresoberfläche relativ zur
Landoberfläche hoher Luftdruck
Ausgleichströme sorgen für den Seewind.
Nachts drehen sich die Verhältnisse um, was in der folgenden Abbildung zu sehen ist:
Abb. W2: Land-See-Windsystem in der Nacht
Das Land besitzt die höhere Ausgangstemperatur. Damit ist die Emission größer und
die Abkühlung der Landoberfläche ist wegen ihrer geringen Wärmekapazität groß.
Das Wasser dagegen strahlt nur mit seiner Oberfläche Thermalstrahlung aus. Dabei
kühlt sich die oberste Schicht ab, wird schwerer und sinkt ab. Wärmeres Wasser steigt
an die Oberfläche und erhält über die Nacht eine konstante, relativ hohe
Temperatur.
Resultat: Die thermische Ausstrahlung reduziert die Temperatur des Landes viel stärker
als die des Wassers.

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Die noch warme Luft gibt über dem Land ihre Energie über den sensiblen
Wärmestrom an die Landoberfläche ab und kühlt ab, indem sie das Land
erwärmt (diesmal umgekehrt: sensibler Wärmestrom mit positivem Vorzeichen;
die Wärmemenge der Luft reicht aber nicht aus, um das Land nennenswert zu
erwärmen). Mit sinkender Temperatur zieht sie sich zusammen und die
Druckniveaus fallen unter die der Meeresoberfläche.
Dann ist die Luft über dem Meer wärmer und dehnt sich aus. Nun gibt es hier
ein Aufsteigen, während unten kältere Luft vom Land nachströmt.
Über dem Land sind Cumuluswolken zu
sehen. Sie deuten darauf hin, dass die Luft
über dem Land aufsteigt, und bei Erreichen
der Sättigung kondensiert. Über dem Meer
fehlen Wolken. Dies deutet auf absinkende
Luftmassen, Erwärmung und
Wolkenauflösung hin. Über den Inseln von
Key West (unterer Bildrand) sind durch die
Erwärmung induzierte CumulonimbusWolken zu sehen.
Abb. W3: Florida aus dem Space Shuttle
Berg - Tal - Wind
Tagsüber weht dabei der Wind vom Tiefland dem Tal entlang und über die
Berghänge talaufwärts (Talwind), nachts dreht sich die Windrichtung um und es
herrscht Wind, der von den Hängen herab und in Richtung Tiefland weht (Bergwind).
Die prinzipielle Entstehung des Berg-Tal-Windes ist ähnlich, wie dies des Land-SeeWindes. Grundlage ist, dass die Temperaturschwankungen im Gebirge etwa doppelt
so groß sind wie im Vorland. Dies liegt an der größeren Sonneneinstrahlung im
Gebirge, die durch die geringere Absorption der Sonneneinstrahlung bedingt ist (sie
hängt von der Schichtdicke der Luft ab). Sie wird daher relativ wärmer als sie nach
dem trockenadiabatischen Temperaturgradienten sein sollte und steigt deshalb auf.
Das Gebirge erwärmt sich also tagsüber stärker und kühlt sich nachts stärker ab. Die
stärkere Abkühlung hat damit zu tun, dass in größeren Höhen weniger Wasserdampf
in der Luft ist (Temperaturkurve). Der Wasserdampf bildet zusammen mit anderen
Gasen den Treibhauseffekt, der die langwellige Strahlung an die Erdoberfläche
zurückemittiert und damit nicht in den Weltraum abgibt. Sinkt der
Wasserdampfgehalt, steigt die Ausstrahlung und damit die Abkühlung in der Nacht.
Der Föhn
Er ist etwas großräumiger als der Land-See-Wind oder der Berg-Tal-Wind. Er tritt beim
Übertritt von Luftmassen über Gebirge auf. Voraussetzung ist eine großräumige
Luftströmung über ein Gebirge.

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
Feuchte Luft strömt der Gradientkraft folgend an den Rand eines Gebirges
und wird dort durch die Orographie zum Aufsteigen gezwungen. Dies tut sie
auch, wobei die Temperatur der Luft mit dem trockenadiabatischen
Temperaturgradienten abnimmt.
Wenn die Luft durch die Abkühlung eine relative Luftfeuchte von 100% erreicht
hat (wann dies geschieht hängt von der Temperatur und Feuchte des
Ausgangs-Luftpakets ab), beginnt der Aufstieg mit Kondensation unter
Abkühlung mit dem feuchtadiabatischen Temperaturgradienten. Dabei wird
Kondensations-Energie (=Verdampfungswärme) freigesetzt und die Luft kühlt
sich auf ihrem Weg zum Berggipfel nicht so stark ab, wie das ohne
Kondensation geschehen würde. Auf der Leeseite des Berges (also im
Windschatten) sinkt die Luft ab und erwärmt sich mit dem
trockenadiabatischen Temperaturgradienten.
Resultat: Die Luft ist wegen der freigewordenen Kondensationswärme durch
den Niederschlag oberhalb des Kondensationsniveaus auf der Leeseite in
gleicher Höhe wärmer als auf der Luvseite.
Spezielle lokale Windsysteme
Die Liste ist bei weitem nicht vollständig.

Unserem Föhn entsprechende Winde gibt es in den unterschiedlichen
Regionen der Erde:
Chinook in Nordamerika
Leveche in Spanien
Samum ein föhnartiger Sandsturm in Algerien
Chamsin ebenfalls ein föhnartiger Sandsturm in Ägypten
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Die Bora an der istrischen und dalmatinischen Küste ist en Fallwind, der Luft,
die über dem Bergplateau kräftig abgekühlt wird, unter Wirkung der
allgemeinen Strömung über die steilen Berghänge zur Küste und zum Meer
stürzt, wo sie als Sturmwind mit extremen Windgeschwindigkeiten eintrifft.
Der Scirocco (Schirokko) in Oberitalien ist in der Regel das Pendant zum Föhn
am Alpennordrand, ebenfalls sehr warm. Weiter im Westen bringt der Leveche


heiße Luft nach Spanien. Da sie aus der Sahara wehen, kann viel Staub und
Sand nach Mitteleuropa verfrachtet werden (siehe Schneefarbe auf den
Gletschern).
Der Mistral ist der kalte Nordwind des Rhônetals. Kalte Luftmassen, die über
Mittelfrankreich in das enge Rhônetal einfließen, werden durch Düsenwirkung
beschleunigt. Obwohl es sich durch Fallen erwärmt, ist dieser Wind kälter als
die Luft über dem Mittelmeer.
Etesien sind monsunartig auftretende NW-Winde im Sommer in Griechenland.
Da sie aus dem Gebirge gegen die tiefer gelegenen Gebiete und Küsten
absteigen, bringen sie Wolkenauflösung.
Große Zirkulationssysteme
Zu den großen Zirkulationssystemen gehören alle Systeme, die durch die folgenden
Faktoren angetrieben werden:

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
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Druckunterschiede
Temperaturunterschiede
Coriolis-Kraft
Meeresströmungen
Sie alle können aus der globalen Zirkulation abgeleitet werden. Aus diesem Grund
sind die folgenden Kapitel folgendermaßen gegliedert:
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Die Globale Zirkulation
Große dynamische Druckgebilde (Zyklonen und Antizyklonen)
Die Wetterkarte
Die Meeresströmungen
Spezielle Elemente der Globalen Zirkulation
Die Globale Zirkulation
Würde sich die Erde nicht drehen, und gäbe es keine Albedounterschiede (Land –
Meer, hell – dunkel), würde die Luft sich am Äquator erhitzen, aufsteigen, und zu den
Polen hin absinken. Damit würde die Wärme ideal verteilt werden.
Abb. W1: Hypothetische Luftströmung bei einer stehenden nicht gekippter Erde (aus DE BLIJ, 1996)
Dann heizt die Sonne in den Tropen bei maximaler Einstrahlung die Luft auf. An den
Polen wird Energie abgestrahlt, dadurch kühlt sich die Luft ab (sensibler
Wärmestrom), zieht sich zusammen und erzeugt ein Hochdruckgebiet. Dies geschieht
in Analogie zum Land-See-Wind in der Tagsübersituation mit dem Äquator als warme
Landoberfläche und den Polen als kalte Meeresoberfläche.
In Wirklichkeit ist die Sache nicht so einfach. Dies liegt vor allem daran, dass die Erde
sich dreht. Lässt man die Erde rotieren, dann ändert sich das Bild:
Abb. W2: Hypothetische Luftströmung bei sich drehender nicht gekippter Erde (aus DE BLIJ, 1996)
Was bleibt von der Vereinfachung: In Wirklichkeit steigt die Luft ebenfalls in den
Gebieten größter Einstrahlung auf, weil dort die Erwärmung der Luft durch den
Energietransfer durch die sensible Wärme am größten ist. Diese Luft kühlt sich durch
Emission von Strahlung ab, wird schwerer und sinkt damit bei ca. 30° N bzw. S zur
Erdoberfläche ab.
Es entstehen die Hadley-Zellen:
Abb. W3: Aufstieg und Abfall der Luftmassen an der Stelle stärkster Einstrahlung von der Seite: die
Hadley-Zelle (aus BRIGGS, 1994)
Nach dem Absinken hat die Luft zwei Möglichkeiten:

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Strömung nach N
Strömung nach S
wobei jeweils eine Rechtsablenkung auf der Nordhalbkugel die vorherrschenden
Windrichtungen erzeugt. Im Schnitt ergeben sich dann folgende große
Windsysteme:
Große statische Druckgebilde
Statische Druckgebilde zeichnen sich dadurch aus, dass sie annähernd ortsfest sind,
Zu den großen statischen Druckgebilden gehören:


Das bodennahe Hitzetief. Es entsteht über großen erhobenen Landmassen
(z.B. Tibet) durch Umsatz der Strahlungsenergie in Erwärmung.
Dementsprechend treten die Hitzetiefs im Sommer über Landmassen auf.
Das bodennahe Kältehoch. Es entsteht über großen Landmassen mit
negativer Energiebilanz (z.B. Arktis, Russlandhoch im Winter oft bis Österreich).
Wo auf der Erde über die genannten Beispiele hinaus vermuten Sie ebenfalls
statische Druckgebilde? Mit welcher Quelle können Sie das feststellen?
Große dynamische Druckgebilde


Zyklonen
Antizyklonen
Zyklonen
Das sind dynamische Tiefdruckgebiete, die sich i. d. R. in der Frontalzone bilden. Dies
ist in folgender Abbildung dargestellt:
KB5-11: Strömungs- und Druckverhältnisse im 500hPa Druckniveau (ca. 5000m Höhe)
Es wirken zwei Kräfte auf den Wind: die Coriolis-Kraft und die Gradientkraft vom
Hochdruckgebiet zum Tiefdruckgebiet. Diese resultieren im geostrophischen Wind. Er
bewegt sich um das Tiefdruckgebiet herum. Das Resultat ist ein Wirbel, der sich auf
der Nordhalbkugel im Gegenuhrzeigersinn dreht.
Nachdem die Luft sich immer um das Tiefdruckgebiet herumbewegt, müsste dieses
unendlich lange existieren und kann nie aufgefüllt werden. Wie wird eine Zyklone
zerstört?
Das bewirkt die Reibung der Luft an der Erdoberfläche. An der Erdoberfläche bremst
die Reibungskraft den Luftstrom. Dies hat zur Folge, dass die Coriolis-Kraft kleiner wird.
Die Gradientkraft, die in Richtung auf den tiefen Druck zeigt (also ins Tiefdruckgebiet
hinein) bleibt aber gleich, weil der Druckunterschied gleich bleibt. Das
Tiefdruckgebiet wird deshalb vom Boden her aufgefüllt.
Was passiert mit den Luftmassen in einem Tiefdruckgebiet? In einer Zyklone bewegt
sich Luft in der Höhe geostrophisch entlang der Isobaren. Am Boden sorgt die
Reibung für eine Komponente des Windes in Richtung auf das Zentrum der Zyklone
zu. Luft wird dadurch aus unterschiedlichen Richtungen auf das Zentrum zu geleitet,
wie im Auslaß einer Badewanne. Dabei gibt es in Europa zwei Vorzugsrichtungen:


SW: Von dort werden warme, feuchte Luftmassen vom Atlantik herangeführt.
Sie sind wärmer als die vorhandene Luft, gleitet auf diese auf und bilden
Schichtwolken.
N: Von dort wird kalte Luft herangeführt. Sie führt durch Unterfahren zur
Anhebung der vorhandenen, wärmeren Luft und zu Haufenwolkenbildung.
Antizyklonen
Das sind dynamische Hochdruckgebiete, die sich aus den Hadley-Zellen des
Passatgürtels ablösen. Dabei wandern sie nach Norden bzw. Süden und gelangen in
den Bereich verstärkter Coriolis-Kraft. Aus den Hochdruckgebieten fließt Luft wegen
des höheren Drucks aus. Die Antizyklone ist aus diesem Grund das Gegenstück zur
Zyklone. Aus diesem Grund dreht such die Antizyklone auf der Nordhalbkugel im
Uhrzeigersinn.
Auch in einer Antizyklone herrscht (wie in der Zyklone) in der Höhe geostrophischer
Wind vor. Dies würde dazu führen, dass das Hochdruckgebiet unbegrenzte Zeit
existieren würde, da die Druckgradienten nie ausgeglichen werden. Wie löst sich also
eine Antizyklone auf?
Die Reibung an der Erdoberfläche bremst den Wind und erzeugt an der
Erdoberfläche einen Wind, der wegen des Druckgradienten aus dem
Hochdruckgebiet heraus führt. Der Abfluss der Luft am Boden führt innerhalb des
Hochdruckgebietes am Boden zum Nachströmen der Luft aus größeren Höhen. Die
Luft sinkt dabei ab, erwärmt sich und löst dabei die evtl. enthaltenen Wolken auf.
Dynamische Hochdruckgebiete sind deshalb Schönwettergebiete.
Die Wetterkarte
Sie gibt die räumliche Interpretation der Verteilung der meteorologischen Messwerte
an Klimastationen wieder. In Wetterkarten gehen die folgenden Informationsquellen
und Messungen ein:
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Lufttemperatur
Luftfeuchte
Luftdruck
Windgeschwindigkeit und Windrichtung
Niederschlag nach Menge und Art
Radiosondenaufstiege zur Messung der Profile von Temperatur, Feuchte und
Druck
Satellitenbilder
Modellrechnungen von Klimamodellen
Die Wetterkarte dient zur Erkennung und Vorhersage der Witterungssituation.
Die Meeresströmungen
Sie bilden zusammen mit der globalen Zirkulation den Hauptenergietransporteur auf
der Erde. Während die atmosphärischen Winde Energie hauptsächlich in Form
latenter Wärme (Wasserdampf) übertragen, transportieren die Strömungen der
Ozeane Energie in Form fühlbarer Wärme (Temperatur).
Es gibt zwei Mechanismen, die die Meeresströmungen in Bewegung setzen:

Unterschiede in der Meeresspiegelhöhe: Steigt der Meeresspiegel an einem
Ort an (z.B. durch Erwärmung und Ausdehnung des Wassers oder dadurch,
dass der Wind Wasser an einem Ort zusammenschiebt) und an einem
anderen nicht, so entsteht zwischen den beiden Orten ein
Wasserspiegelgefälle. Das Wasser setzt sich entlang des Gefälles in Bewegung
und erzeugt eine Ausgleichsströmung. Dies entspricht einem Hochdruckgebiet
in der Atmosphäre.
Sinkt an einem Ort der Wasserspiegel ab (durch Verdunstung oder
dadurch, dass der Wind Wasser wegbläst) und an einem anderen Ort
nicht entsteht ebenfalls ein Wasserspiegelgefälle. Das Wasser setzt sich
entlang des Gefälles in Bewegung und erzeugt eine
Ausgleichsströmung. Dies entspricht einem Tiefdruckgebiet in der
Atmosphäre.

Reibung der Luftmassen an der Meeresoberfläche: Durch die Reibung wird
Impuls übertragen, der das Wasser in Richtung des Windes in Bewegung setzt.
Die innere Reibung des Wassers (Viskosität) bewirkt, dass tiefere
Wasserschichten von der Bewegung des Oberflächenwassers mitgezogen
werden und die gesamte Wassersäule in Bewegung gerät.
Beide Mechanismen überlagern sich, wobei global der Wind die dominante Rolle
gegenüber der Verdunstung spielt. Die Meeresströmungen werden im Wesentlichen
also durch die Winde angetrieben.
Ein Blick auf die Druckgebilde und Winde in der folgenden Abbildung erklärt somit
den wesentlichen Teil der Meeresströmungen:
KB5-16: Globale Druckgebilde und Winde im Juli (aus DE BLIJ, 1996)
KB5-18: Kalte und warme Meeresströmungen (aus DE BLIJ, 1996)
Zusammenfassung:
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
Die Strömungsmuster der Ozeane folgen den Windmustern. Dies gilt für den
Golfstrom im Nordatlantik, den Benguela-Strom im Südatlantik, den HumboldtStrom im Südpazifik (engl. Peru-Current) und den Nordpazifik-Strom
Warme Meeresströmungen bewegen sich immer vom Äquator weg entlang
der Ostküsten der Kontinente, kalte zum Äquator hin entlang der Westküsten
der Kontinente, damit wird abermals Energie vom Äquator zum Pol
transportiert.
Sowohl im Westatlantik als auch im Westpazifik bewegen sich kalte und
warme Meeresströmungen gegeneinander.
Wo keine Kontinente sind (im Südpazifik) folgen die Meeresströmungen der
zirkumpolaren Luftströmung von W nach E.
Die Meeresströmungen existieren nicht nur oberflächlich. Wegen der Viskosität des
Wassers werden durch die Strömung an der Oberfläche auch tiefere Schichten
angetrieben. Wenn die Meeresströmungen an die Kontinente stoßen, steigt das kalte
Tiefenwasser entgegen der Schwerkraft auf, weil in der Tiefe aus der Strömung
weiteres Wasser nachdrängt. Dies führt zu kaltem Auftriebswasser an der Oberfläche
(engl. Upwelling). Da die Nährstoffe, die sich aus Resten abgestorbener Tiere und
Pflanzen bilden, im Meer absinken, werden sie mit dem kalten Tiefenwasser wieder
an die Oberfläche transportiert, also recycled. Hier ist Licht vorhanden, was zu
starkem Algenwachstum führt. An der Westküste Nordamerikas kann man erkennen,
wie das kalte Auftriebswasser die warme Meeresströmung an der Oberfläche auf
den Ozean hinausdrängt.
KB5-19: Upwelling-Gebiete (aus DE BLIJ, 1996)
Der Golfstrom
Er beeinflusst durch seinen Energietransport in starkem Umfang das Klima Europas. In
Europa ist es nämlich im Verhältnis zur Ostküste der USA zu warm und zu feucht.
Entlang der Ostküste Nordamerikas wird Wasser aus den Subtropen durch die
vorherrschenden Winde nach NE transportiert. Das Wasser wurde durch die starke
Sonneneinstrahlung in der Passatregion aufgeheizt und nimmt diese Energie mit. Der
Neufundlandstrom bildet gleichzeitig einen kalten Meeresstrom, der an der Küste
Neufundlands südwärts strömt. Hier fließen kalte und warme Wassermassen
aneinander vorbei. Hier drängt sich die Analogie mit der Planetarischen Frontalzone
auf. Hier entstehen Schwingungen und Wirbel, die zu einer Vermischung von kalter
und warmer Luft führen. Ähnliches passiert an der Grenzschicht zwischen dem Golfund Neufundlandstrom, wie in der folgenden Abbildung gezeigt wird:
KB5-20: Grenzschicht zwischen dem Golf- und Neufundlandstrom
KB5-21: Momentaufnahme der Oberflächentemperatur des Nordatlantiks. Sie wird aus der thermischen
Emission der Wasseroberfläche ermittelt. Die Temperatur ist in Spektralfarben von blau (kalt) bis rot
(warm) dargestellt.
Spezielle Elemente der Globalen Zirkulation
Folgende spezielle Elemente der Globalen Zirkulation lassen sich aus einer Synthese
der gesammelten Zusammenhänge und Fakten ableiten:
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Monsun
El Nino und die südliche Schwingung (Southern Oscillation)
Der Monsun
Der Monsun ist ein jahreszeitlicher Witterungsverlauf, der vor allem vom indischen
Subkontinent her bekannt ist. Der Monsun zeichnet sich dadurch aus, dass sich die
Windrichtung jahreszeitlich umkehrt. Der Grund für dieses Phänomen liegt in der
Landverteilung auf der Erde. Die Kontinente sind nämlich auf der Nordhalbkugel
konzentriert. Dies ist für die Anomalie der Lage der Sommer-ITCZ verantwortlich, die in
folgender Abbildung zu sehen ist.
KB5-6: Durchschnittliche Lage der ITCZ zu den jeweiligen Sommermonaten
(Nordsommer - Südsommer), (aus BRIGGS, 1994)
Die ITCZ verlagert sich durch die Aufheizung der Landmasse und das dadurch
entstehende statisches Hitzetief in Tibet und Teilen Chinas sehr weit nach Norden und
Überspringt den Himalaja. Im Nord-Winter liegt die ITCZ ganz normal etwas südlich
des Äquators. Dies hat Folgen für die Passate, die in folgender Abbildung zu sehen
sind:
KB5-22: Monsun (aus DE BLIJ, 1996). Die gemessenen Winde über dem Indischen
Ozean von Januar (a) bis Juni (b) zeigen deutlich das Umschwenken des SE-Passats
in den SW-Monsun im Juni.
Die Passate wehen im Nord-Winter wegen der Corioliskraft aus NE bzw. SE wie üblich
in die ITCZ hinein. Dies führt im Winter zu NE-Wind über dem Indischen Subkontinent.
Dieser Wind kommt aus dem Tibetanischen Hochplateau, das im Winter stark
auskühlt und über dem dann ein statisches Kältehoch sitzt, aus dem kalte, trockene
Luft ausströmt. Diese erwärmt sich über dem indischen Subkontinent. Damit sinkt die
relative Luftfeuchtigkeit weiter. Resultat ist eine winterliche Trockenzeit in Indien.
Im Sommer liegt die ITCZ nördlich des Himalajas in Tibet. Der SE-Passat bewegt sich
(wie im Winter) in Richtung auf die ITCZ und das dazugehörige Tiefdruckgebiet. Es
besteht im Sommer im Wesentlichen aus dem Hitzetief über der Tibetanischen
Hochfläche. Um dieses zu erreichen, muss der Passat den Äquator überqueren.
Dabei ändert die Coriolis-Kraft ihr Vorzeichen. Führte die Coriolis-Kraft auf der
Südhalbkugel zu einer Ablenkung nach links und damit zu einem SE-Passat, so führt
sie nun auf der Nordhalbkugel zu einer Ablenkung nach rechts und damit zu einer
Umlenkung des SE-Passats in SW-Richtung. Damit kommt im Sommer der Passat in
Indien aus SW-Richtung und wird als Monsun bezeichnet. Der Monsun ist eine lange
Strecke über warmen Ozeanen geflossen und hat sich dabei erwärmt und
Wasserdampf aufgenommen. Dieser Wasserdampf wird über dem indischen
Subkontinent im Sommer abgeregnet. Resultat ist eine sommerliche Regenzeit in
Indien.
KB5-23: Wolkenbedeckung über Indien (29.6.1998)
An den Wolken ist zu erkennen,
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die allgemeine Windrichtung ist nördlich des Äquators SW.
an der Afrikanischen Küste kommt es zur Umlenkung des SE -Passats in den SWMonsun.
Gründe für die ergiebigen Monsunregen in den Sommermonaten sind neben der
hohen relativen Luftfeuchte:
Alle Gründe, die Luft zum Aufsteigen bringen und zur Labilisierung führen zählen:
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Orographie: Die Niederschläge fallen als Steigungsregen an den Gebirgen
Indiens. Hierzu zählen vor allem die West-Ghads an der Westküste des
indischen Subkontinents.
Erhöhte Reibung an der Landoberfläche: Die Landoberfläche ist rauer als die
Meeresoberfläche und setzt dem Luftstrom mehr Reibung entgegen. Diese
verlangsamt die Windgeschwindigkeit. Wenn dieselbe Luft langsamer fließt,
muss der Fließquerschnitt größer werden. Dies ist nur möglich, indem der
Querschnitt sich nach oben erweitert. Dazu muss Luft aufsteigen.
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Meridionalkonvergenz: Sie bezeichnet die Tatsache, dass die Meridiane
(Längenkreise) am Äquator einen Abstand von 40000km/360° haben. Der
Abstand der Meridiane verringert sich an den Polen zu NULL. Wenn sich also
Luft nach Norden bewegt, muss sie zusammenfließen, da sie auf einem kleiner
werdenden Kugelausschnitt Platz finden muss. Ausweichen kann die Luft nur
nach oben, was erneut zum Aufsteigen führt.
Labilisierung durch die warme Landoberfläche: Die Landoberfläche heizt sich
stärker auf als die Wasseroberfläche und führt damit zur Erwärmung der Luft
darüber, die ihrerseits aufsteigt, weil sie sich ausdehnt und damit leichter wird.