Druckgebiete

 

 

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Druckgebiete

Wetterkarte

Jeder kennt die Ansagen in den Wetterberichten des Fernsehens oder im Radio ber ein Azorenhoch oder Islandtief, welche das Wetter in den Folgetagen bei uns bestimmen sollen. Auch gibt es wohl kaum eine einigermaen aussagekrftige Wetterkarte, in der nicht die mageblichen Hoch- und/oder Tiefdruckgebiete dargestellt wren. Das erstaunt nicht, da Hoch- und Tiefdruckgebiete fr das Wettergeschehen die wichtigsten Faktoren sind.

Die Grundlagen zum Verstndnis der Druckgebiete sind in den Kapiteln LuftdruckLuftmassen und Zirkulation erlutert, die grundlegenden Bedingungen zur Entstehung von Hoch- und Tiefdruckgebieten sind im Kapitel Polarfront nher dargestellt.

Stellt man sich die Druckgebiete als eine Luftdrucklandschaft vor, wo die Luftdruckwerte einer bestimmten Hhe zugeordnet sind, so sind die Hochs die Berge, die Tiefs die Tler dieser Landschaft. Die Gipfel dieser Berge sind dann die Hochdruckzentren. Dies wird im Kapitel Wetterkarten eingehend ausgefhrt.

Im folgenden wird das Geschehen in Bezug auf die Druckgebiete aus der Sicht von oben, also der Vogelperspektive betrachtet. Die Sicht von der Seite, also auf das Wettergeschehen beim Durchzug der damit einher gehenden Warm- bzw. Kaltfront wird im Kapitel Fronten erlutert.

Hoch- und Tiefdruckgebiete

Luftstrmungen

Der Luftdruck eines Gebietes ist, wie im Kapitel Luftdruck dargestellt, einerseits von der Hhenlage abhngig und wird andererseits auch von der Lufttemperatur beeinflut. Warme Luft hat eine geringere Dichte und damit auch weniger Gewicht als kalte Luft. Die Begriffe kalt und warm sowie Hoch- und Tiefdruck sind dabei relativ, d.h. sie beziehen sich auf die jeweils umgebenden Luftmassen. Eine Sule warmer Luft hat daher einen geringeren Luftdruck als eine gleich hohe Sule kalter Luft. berall wo sich kalte Luft ansammelt entsteht daher ein Hochdruckgebiet, wo sich Luft stark erwrmt ein Tiefdruckgebiet. Derartige Druckgebiete werden in den Wetterkarten mit Hilfe von Isobaren, also Linien gleichen Luftdrucks, dargestellt.

Der Luftdruck eines Gebiets kann aber auch durch Konvergenz und Divergenz von Luftmassen beeinflut werden. Strmen nmlich Luftmassen aus verschiedenen Richtungen auf einen Punkt zu, entsteht dort ein hherer Druck, strmen sie von einem Punkt weg, so bildet sich an diesem Punkt ein niederer Druck als in der jeweiligen Umgebung. Steigt im Tiefdruckgebiet warme Luft auf, entsteht aufgrund der Konvergenz ein Hoch in der Hhe. Sinkt im Hochdruckgebiet kalte Luft ab, so bildet aufgrund der Divergenz in der Hhe ein Tiefdruckgebiet. Thermische Hochdruckgebiete besitzen also am Boden ein Kltehoch, in der Hhe dagegen ein Tief, whrend thermische Tiefdruckgebiete am Boden ein Hitzetief und in der Hhe ein Hoch haben. Diese Zusammenhnge zeigt die Abbildung links.

Im meteorologischen Sprachgebrauch wird ein Hochdruckgebiet auch einfach als Hoch (H) und ein Tiefdruckgebiet als Tief (T) bezeichnet.

Um innerhalb der Atmosphre zu einem Luftdruckausgleich zu kommen, strmt Luft aus den Bereichen mit hheren Luftdruck in jene mit tieferem Druck, also von auen zu denen mit einem niedrigerem Druck nach innen. Aufgrund der Corioliskraft strmt die Luft in einem Tiefdruckgebiet auf der Nordhalbkugel entgegen dem Uhrzeigersinn, auf der Sdhalbkugel im Uhrzeigersinn. Fr das Hochdruckgebiet gilt das Umgekehrte: Hier fhrt die Corioliskraft dazu, da die Luft auf der Nordhalbkugel im Uhrzeigersinn und auf der Sdhalbkugel entgegengesetzt zum Uhrzeigersinn aus dem Hoch strmt. Die Kenntnis der Strmungsrichtungen in Tief- und Hochdruckgebieten ist von gr秤ter Wichtigkeit, will man die komplexen Vorgnge in der Atmosphre verstehen. 훖nlich wie Zahnrder greifen auch Hoch- und Tiefdruckgebiete ineinander und transportieren auf diese Weise die Luftmassen. Auf der Nordhalbkugel wird folglich an der Ostflanke eines Tiefs und an der Westflanke eines Hochs warme Luft nach Norden transportiert sowie an der Westflanke eines Tiefs und an der Ostflanke eines Hochs kalte Luft nach Sden. Auf der Sdhalbkugel vollziehen sich diese Prozesse wegen der Corioliskraft dementsprechend wieder entgegengesetzt.

Zirkulationsmodell

Die grundlegenden Ursachen dieser atmosprischen Luftstrmungen sind im Kapitel Zirkulation ausgefhrt. Das engere Geschehen im Bereich der Pole ist im Kapitel Polarzelle dargestellt.

Hervorzuheben ist, da der wesentliche Antrieb aller wetterbedingten Vorgnge in der Atmosphre ihren Grund in der Sonneneinstrahlung hat. Diese ist aber meridional unterschiedlich stark ausgeprgt ist, weshalb groe Temperaturunterschiede zwischen 훢uator und den Polregionen auftreten. Whrend am 훢uator die Sonne das Jahr ber nahezu senkrecht einstrahlt, erreicht die Polregionen durch den flachem Einfallswinkel nur wenig wrmende Sonnenenergie. Im Winterhalbjahr bleibt es in diesen nrdlichen bzw. sdlichen Regionen teilweise sogar vollstndig dunkel, d.h. die Sonne geht dort in dieser Zeit gar nicht mehr auf. Dies wird in den Kapiteln Planet Erde und Strahlungshaushalt nher erlutert.

Am 훢uator steht die Sonne das ganze Jahr ber sehr hoch, weshalb die Tagestemperaturen bei durchschnittlich 30 캜 liegen. Erwrmte Luft steigt nach oben. Am Boden bildet sich dadurch ein Gebiet tiefen Luftdrucks, die quatoriale Tiefdruckrinne, in groer Hhe ein Gebiet hohen Luftdrucks, ein Hoch, wie die Graphik links zeigt (siehe Kapitel ITCZ). In den Polregionen herrscht dagegen aufgrund der tief stehenden Sonne ein Wrme- bzw. Energiedefizit. Kalte Luft sinkt nach unten (siehe Kapitel Polarzelle). Zum Ausgleich der so entstandenen Druck- und Energieunterschiede strmt die ber dem 훢uator aufgestiegene warme Luft in der Hhe in Richtung des polaren Tiefdrucks (Hhentief). Zugleich strmt am Boden die kalte Luft (Bodenhoch) an den Polen zum Tief am 훢uator (Bodentief). So entsteht auf jeder Hemisphre ein groer, wrmeaustauschender Kreislauf. Dieser Kreislauf ist im Kapitel Zirkulation nher dargestellt.

Daraus ergeben sich auf jeder Halbkugel zwei Zirkulationssysteme, welche die Luft austauschen, das eine zwischen 훢uator und dem 30. Breitengrad, die Hadley-Zellen, und das andere zwischen den Polen und dem 60. Breitengrad, die Polar-Zellen. So kommt aber weder die warme Luft vom 훢uator zu den Polen noch die polare Kaltluft zum 훢uator. Fr den Austausch zwischen dem 30. und dem 60. Breitengrad funktioniert das vorher dargestellte Zirkulationsssystem nicht, da die warme Luft, die am 30. Breitengrad als Westwind absinkt, dort nicht gleichzeitig wieder aufsteigen kann. Ebenso kann die kalte Luft von den Polen, die am 60. Breitengrad am Boden als Ostwind weht, nicht gleichzeitig von oben absinken und in Richtung 훢uator strmen. Da aber warme Luft sich ausdehnt, d.h. mehr Platz einnimmt als die gleiche Menge kalte Luft (siehe Kapitel Luftdichte), reichen die Zirkulations-Zellen am 훢uator wesentlich hher in die Atmosphre als  an den Polen (siehe Abbildung oben links "Zirkulationszellen). Die warme Luft "fliet" daher wie Wasser von einem Berg in Richtung der Pole und wird aufgrund der Coriolis-Ablenkung zu einem Westwind. Das ergibt zwar noch keinen Austausch von warmer und kalter Luft, aber der Hhenunterschied zwischen den beiden Kreislufen wird dafr gr秤er. Also "fliet" die Luft immer schneller in Richtung der Pole, so da auch der Westwind krftiger wird. Diese Warm- und Kaltluftstrme treffen an den sog. Frontalzonen (Polarfronten) der Nord- und Sdhemisphren aufeinander, strmen aber wegen der Ablenkung durch die Erdrotation in entgegen gesetzten Richtungen aneinander vorbei. Wie in den Kapiteln Polarfront und Rossby-Wellen beschrieben, entstehen Hoch- und Tiefdruckgebiete bevorzugt entlang dieser Polarfront. Diese oft wellenfrmig deformierte Luftmassengrenze (Rossby-Wellen) steuert die Hoch- und Tiefdruckgebiete und prgt so das Muster der Luftdruckverteilung auf der Nordhalbkugel.

Der Luftdruck ist nicht gleichm癌ig ber der Erde verteilt. Gebiete hohen Drucks wechseln sich mit Gebieten niedereren Drucks ab. Diese Unterschiede kommen durch die unterschiedlich starke Erwrmung der Luftmassen zustande. Wenn Luft erwrmt wird, dehnt sie sich aus. Dies hat zur Folge, da der Druck mit steigender Hhe weniger stark abnimmt als in den weniger erwrmten Schichten. Es entsteht ein Hochdruck mit zunehmender Hhe.

Dadurch baut sich ein Druckunterschied zwischen der erwrmten Luft und der anschlieenden Luft auf. Solche Druckunterschiede fhren grundstzlich zu deren Ausgleich. Dies macht ein simples Beispiel klar: Durch das Loch im Fahrradreifen entweicht solange die Luft bis ein Ausgleich des hheren Drucks im Reifen mit dem niedereren Druck der Umgebung hergestellt ist. Ebenso fhren Luftdruckunterschiede zwischen grorumigen Luftmassen zum Druckausgleich (= horizontaler Wind). Im Unterschied zum kleinrumigen System des Fahrradreifens stellt sich aber ein Gleichgewichtszustand im grorumigen Wettermastab niemals vollstndig ein. Dieser Unterschied (Luftdruckgradient) setzt eine ausgleichende Luftstrmung vom hohen Druck zum tiefen Druck in Gang. So entsteht der Wind.

Die Strke der Luftstrmung, d.h. des Windes, hngt von der Gr秤e des Druckunterschieds ab. Der Luftdruck hat also fundamentale Bedeutung fr das Wetter- und das Witterungsgeschehen. Von seiner Verteilung hngen nicht nur die Luftbewegungen (Wind) ab. Er ist ebenso fr die Wrmeverteilung, die Feuchte, die Bewlkung, den Niederschlag und die Verdunstung von groer Bedeutung.

 

Bodendruckkarte

Ein Gebiet geringen Luftdrucks heit barometrisches Tief (in der Wetterkarte mit T gekennzeichnet), ein Gebiet hohen Luftdrucks barometrisches Hoch (in der Wetterkarte mit H markiert). Dabei kann ein T im Sommer eine Drucksituation kennzeichnen, die im Winter mit einem H markiert wrde. Ein Hoch oder Tief ist nmlich eine relative und keine absolute Luftdrucksituation. 훜tere Barometer, die entsprechende Bezeichnungen auf ihrer Skala mit Luftdruckwerten verbinden, sind deshalb in dieser Hinsicht mindestens miverstndlich.

Als bisher tiefster Luftdruck ist der bei einem Taifun am 13. September 1961 gemessene Wert von 885 hPa bekannt, als hchster ein Wert von 1080 hPa im Bereich eines sibirischen Hochs.

 

Was ist ein Hochdruckgebiet?

Unter einem Hochdruckgebiet, meteorologisch auch Antizyklone genannt, versteht man ein Gebiet, dessen Luftdruck im Vergleich zur Umgebung erhht ist. Ein Hochdruckgebiet ist also ein Gebiet relativ hohen Luftdruckes. Der mittlere Luftdruck unserer Atmosphre liegt bei 1.013 hPa. Einzelheiten zu Luftdruck und zu den physikalischen Einheiten des Luftdrucks stehen im Kapitel Luftdruck. Druckgebiete werden aber nicht nach einem absoluten Wert auf dem Barometer bestimmt. Darum herrscht z.B. ab 1.013 hPa eben nicht stets eine Hochdruckwetterlage. Vielmehr bestimmt sich die Eigenschaft eines Druckgebiets aus dem Verhltnis zu seiner Umgebung. Auf der Wetterkarte ist ein Hochdruckgebiet daher daran zu erkennen, da es gegenber seiner Umgebung hhere Luftdruckwerte aufweist. Fr ein Tiefdruckgebiet gilt das umgekehrte.

Ein Hochdruckgebiet ist der genaue Umkehrfall des Tiefdruckgebietes. Beide Druckgebiete hngen unmittelbar zusammen und gestalten gemeinsam unser Wetter. Ein Hochdruckgebiet entsteht, indem grorumige Luftmassen in der Atmosphre absinken, weshalb dort der Luftdruck steigt. Er ist im Zentrum des Hochdruckgebietes am hchsten. Zugleich erwrmt sich die absinkenede Luft, weshalb die Luftfeuchtigkeit abnimmt und damit auch die Anzahl der Wolken. Die Folge daraus ist schnes, manchmal sogar wolkenloses Wetter.

Die Luftmassen bewegen sich immer mit antizyklonalem Drehsinn um ein Hochdruckgebiet (und seine Auslufer) herum, d.h. der Wind umstrmt ein Hochdruckgebiet auf der Nordhalbkugel im Uhrzeigersinn, auf der Sdhalbkugel gegen den Uhrzeigersinn. Der Drehsinn wird durch die auftretende Corioliskraft bestimmt, die eine sich bewegende Luftmasse auf der Nordhalbkugel in Bewegungsrichtung nach rechts ablenkt und auf der Sdhalbkugel entsprechend in Bewegungsrichtung nach links, wobei die Strke dieser Ablenkung vom 훢uator zu den Polen zunimmt und von der Windgeschwindigkeit abhngt. Der Bodenwind weht als Folge der Bodenreibung in Spiralbahnen gegen den tiefen Druck hin. Die Luft fliet also aus dem Hochdruckzentrum hinaus.

Hochdruckgebiete bringen im Sommer die typischen Schnwetterlagen. In unseren Breiten geht ein Hochdruckgebiet daher regelm癌ig mit sonnigem, meist windstillem und im Sommer warmem Wetter einher. Ein "Hoch" wird durch blauen Himmel, sich schnell wieder auflsende Haufenwolken und keine oder nur leichte Windbewegung gekennzeichnet. Bei lngerer Dauer einer Hochdrucklage im Sommer nimmt die Erwrmung stetig zu und es kann es zu einer Hitzewelle kommen. Im Winter ist bei diesen Wetterlagen dagegen hufig mit starkem Frost zu rechnen. Dann knnen an die Stelle des blauen Himmels auch Hochnebelbnke oder eine niedere Schichtbewlkung auftreten. Oft ist dies bei Inversionswetterlagen zu beobachten, die im Herbst und Winter gehuft auftreten. Nach dem Durchzug eines Tiefdruckgebietes ist ein kurzzeitiges Aufklaren nicht selten von einem Luftdruckanstieg begleitet (Zwischenhoch). Im Gegensatz zu einer lngeren Schnwetterperiode infolge eines "Hochs" hlt dieses Aufklaren aber meist nicht lnger als ein bis zwei Tage an.

Das Zentrum eines "Hochs" bildet der Hochdruckkern, das ist der Bereich, der den hchsten Druck des gesamten Druckgebiets aufweist.

 

Was ist ein Tiefdruckgebiet?

Unter einem Tiefdruckgebiet, meteorologisch Zyklone genannt, versteht man ein Gebiet, dessen vertikaler Luftdruck im Vergleich zur Umgebung niedriger ist. Der mittlere Luftdruck liegt bei 1.013 hPa. Einzelheiten zu Luftdruck und zu den physikalischen Einheiten des Luftdrucks stehen im Kapitel Luftdruck. Druckgebiete werden aber nicht nach einem absoluten Wert auf dem Barometer bestimmt. Darum herrscht z.B. bei einem Luftdruck unter 1.013 hPa eben nicht stets eine Tiefdruckwetterlage. Vielmehr bestimmt sich die Eigenschaft eines Druckgebiets aus dem Verhltnis zu seiner Umgebung. Auf der Wetterkarte ist ein Tiefdruckgebiet daher daran zu erkennen, da es gegenber seiner Umgebung tiefere Luftdruckwerte aufweist. Fr ein Hochdruckgebiet gilt das umgekehrte. Kurz und vereinfacht ausgedrckt entsteht ein Hochdruckgebiet immer dort, wo kltere und damit schwerere Luft absinkt. Ein Tiefdruckgebiet bildet sich dagegen, wenn erwrmte Luft aufsteigt. Letzteres geschieht grorumig in den Tropen, wo die Luft von der intensiven Sonneneinstrahlung stark erwrmt wird.

Anstatt von allen Seiten radial auf das Tiefdruckgebiet zuzustrmen, rotiert die zustrmende Luft um eine vertikale Achse in das Tiefdruckgebiet hinein. Dies ist durch die Erdrotation bedingt (Corioliskraft). Auf der Nordhalbkugel der Erde wird eine sich fortbewegende Luftmasse durch den Corioliseffekt in Bewegungsrichtung nach rechts abgelenkt. Daher rotieren die auf ein Tief zustrmenden Winde (von oben bzw. aus dem Weltraum betrachtet) entgegen dem Uhrzeigersinn also zyklonal. Winde, die aus einem Hochdruckgebiet heraus strmen, werden ebenfalls nach rechts abgelenkt. Sie rotieren daher im Uhrzeigersinn (antizyklonal). Der Corioliseffekt ist an den Polen stark ausgeprgt, zum 훢uator hin schwcht er sich ab. Auf der Sdhalbkugel wird eine Luftmassenbewegung generell nach links abgelenkt.

Tiefdruckgebiete bringen uns hufig regnerisches und windiges Wetter. In Mitteleuropa kommen die meisten Tiefdruckgebiete vom Atlantik und sind damit Folge der vorherrschenden Westwetterlagen. Das Zentrum eines Tiefdrckgebiets bildet der Tiefdruckkern, der den niedrigsten Druck aufweist. In Mitteleuropa liegt der Kerndruck eines Tiefs fr gewhnlich bei 990 - 1.000 hPa und in Orkantiefs bei 950 - 970 hPa. Ein extremes Beispiel ist der Luftdruck in einem Hurrikan, wo Werte bis zu 870 hPa gemessen wurden.

 

Drehrichtung der Druckgebiete

Zyklonale und antizyklonale Drehrichtung

Zyklonal bezeichnet in der Meteorologie und Ozeanographie allgemein eine Richtungseigenschaft fr Rotation und Krmmung. Eine zyklonale Rotation besitzt den gleichen Drehsinn wie die Erde bei der Rotation um ihre Achse. Deshalb nennt man linksgerichtete, d.h. gegen den Uhrzeigersinn gerichtete Rotationen zyklonale Rotation. Da Tiefdruckgebiete sich auf der Nordhalbkugel gegen den Uhrzeigersinn drehen, werden sie Zyklone genannt. Fr nach links gekrmmte Strmungsbahnen spricht man von zyklonaler Krmmung.

Antizyklonal bezeichnet dementsprechend einen Dreh- bzw. Krmmungssinn, welcher der Rotationsrichtung der Erde um ihre Achse entgegengesetzt ist. Man nennt daher rechtsgerichtete, d.h. im Uhrzeigersinn verlaufende Rotationen antizyklonal. Da Hochdruckgebiete sich auf der Nordhalbkugel im Uhrzeigersinn drehen, werden sie als Antizyklone bezeichnet. Fr nach rechts gerichtete Strmungsbahnen spricht man von antizyklonaler Krmmung.

 

Einteilung der Druckgebiete

Ausgehend von ihrer verschiedenen Entstehung unterscheidet man dynamisch und thermisch bedingte Druckgebiete.

  • Dynamische Druckgebiete entstehen durch die Strmungs- und Zirkulationsvorgnge in der Atmosphre. Sie "schwimmen" sozusagen in diesen Strmungen und gestalten so das Wetter. Bei diesen Strmungen handelt es sich um das Mandrieren der Frontal- und damit auch der Westwindzone. Durch das Mandrieren werden die beteiligten Luftmassen einerseits abgebremst, andererseits beschleunigt, so da die Winde aus ihrer isobarenparallen Richtung ablenkt werden.
    Auf diese sog. Polarfront-Theorie als Grund fr die Entstehung der dynamischen Druckgebiete wird in den Kapiteln Polarfront und Rossby-Wellen nher eingegangen.
  • Wo Luft wegstrmt oder divergiert, sinkt der Luftdruck und es entsteht ein Tiefdruckgebiet, wo Luft zusammenstrmt oder konvergiert, steigt der Luftdruck und es entsteht ein Hochdruckgebiet. Dieser Vorgang wird in den Kapiteln Divergenz und Konvergenz erlutert.

    Die Atmosphre versucht nun solche Druckunterschiede durch die darber und darunter liegenden Luftschichten auszugleichen. Im Hoch sinken Luftmasse ab und drcken bis auf die Erdoberflche. Die aufsteigenden Luftmassen im Tief verursachen einen Sog bis auf die Erdoberflche (s. Abbildung oben). Wegen des geostrophischen Winds werden diese Druckgebilde kaum abgebaut. Die so entstandenen Druckgebilde sind die sog. dynamischen Hoch- oder Tiefdruckgebiete. Sie sind im Unterschied zu den thermischen Druckgebieten in der Hhe und am Boden gleich, d.h. sie sind einheitlich entweder ein Hoch- oder ein Tiefdruckgebiet.

    • Bei dynamisch bedingten Hochdruckgebieten fhrt grorumiges Absinken von Luftmassen zum Druckanstieg am Boden. Durch die Absinkprozesse erwrmt sich die Luft und trocknet aus. Daher lsen sich Wolken im Bereich eines Hochs meistens auf und es herrscht sonniges Wetter. Im Winter entsteht jedoch vielfach eine Absinkinversion, unter der sich Stratusbewlkung und Hochnebel bilden. Dynamisch bedingte Hochdruckgebiete sind vertikal hochreichend und bestimmen den Wetterverlauf gr秤erer Gebiete ber einen lngeren Zeitraum. Dynamische Hochdruckgebiete entstehen im Bereich des subtropischen Hochdruckgrtels (z.B. Azorenhoch), lsen sich von diesem ab und wandern dann nach Osten. Auf der Nordhalbkugel zirkuliert die Luft im Uhrzeigersinn um das Hochdruckgebiet, auf der Sdhalbkugel dagegen.
    • Dynamische Tiefdruckgebiete entstehen, wenn eine Luftstrmung divergiert. Dies kann in horizontaler oder vertikaler Richtung geschehen. Sie entstehen insbesondere im Bereich der Polarfront (z.B. Islandtief) und wandern dann nach Osten. Deshalb wird es auch als wanderndes Tiefdruckgebiet oder Zyklone bezeichnet. Zyklonen drehen sich auf der Nordhalbkugel gegen den Uhrzeigersinn und auf der Sdhalbkugel im Uhrzeigersinn. Dynamische Tiefdruckgebiete sind unter anderem fr die polaren Ostwinde (Polarwirbel) und quatorialen Passatwinde (Innertropische Konvergenzzone) verantwortlich. Sie bringen bei uns oft kaltes und niederschlagsreiches Wetter, Hochdruckgebiete dagegen warmes und niederschlagsarmes Wetter. Das Azorenhoch und das Islandtief sind deswegen die Luftdruckgebiete, welche ganzjhrig das Wetter in Europa bestimmen.

    Den Gegensatz zu den dynamischen Druckgebilden stellen die statischen Druckgebilde dar. Statische Druckgebilde sind annhernd ortsfest, whrend dynamische Druckgebilde sich bewegen. Zu den groen statischen Druckgebilden gehren:

    • Bodennahe Hitzetiefs
      Es entsteht ber groen erhobenen Landmassen, wie z.B. Tibet. Seine Entstehung erfolgt analog zur landseitigen Tag-Situation beim Land-See-Wind. Die rumliche Ausdehnung des bodennahen Hitzetiefs  ist allerdings nicht lokal sondern regional. Seine zeitliche Skala unterliegt wegen der groen Ausdehnung deshalb nicht dem Tagesrythmus, wie im Fall des Land-See-Windes, sondern dem Jahresrythmus. Hitzetiefs treten im Sommer auf (wer htte das gedacht).
    • Bodennahe Kltehochs
      Es entsteht ber groen Landmassen mit negativer Energiebilanz (z.B. Arktis, Sibirien, Kanada). Seine Entstehung erfolgt analog zur landseitigen Nacht-Situation beim Land-See-Wind.

       
  • Thermische Druckgebiete werden durch unterschiedlich warme Luftmassen hervorrufen. Ein thermisches Druckgebiet entsteht also einmal dadurch, da Luft erwrmt wird und aufsteigt (thermisches Tiefdruckgebiet) oder auskhlt und dadurch absinkt (thermisches Hochdruckgebiet). Diese thermischen Druckgebilde sind meist recht ortsfest.
    • Thermisch bedingte Hochdruckgebiete bestehen aus Kaltluftmassen mit geringer vertikaler Mchtigkeit. Sie bilden sich durch Kaltluftanreicherung bei negativer Strahlungsbilanz am Erdboden. Kalte Luft hat eine gr秤ere Dichte als warme Luft. Beim Abkhlen zieht sich die Luft folglich zusammen, wird schwerer und sinkt ab. Dadurch nimmt der Druck auf die darunter liegenden Luftschichten zu - der Luftdruck steigt.
      Auf diese Zusammenhnge wird in den Kapiteln Luftdruck und Luftdichte nher eingegangen.
    • Thermische Hochdruckgebiete bilden sich z.B. beim Land-See-Windsystem bei Tag ber dem Wasser oder als Polarhoch in der atmosphrischen Zirkulation. Bestndige Kltehochs findet man im Winter ber den Polen, Sibirien und Kanada.

    • Thermisch bedingte Tiefdruckgebiete bilden sich aus warmer Luft. Wie alle Krper dehnt sich Luft beim Erwrmen aus und hat dann eine geringere Dichte als kalte Luft. Sie wird daher leichter und steigt in die Hhe. Der Druck auf die darunter liegenden Luftschichten nimmt ab und der Luftdruck fllt.
      Thermische Tiefdruckgebiete bilden sich insbesondere ber warmen Wasserflchen, ber denen feuchte warme Luft aufsteigt und sich dabei abkhlt, z.B. in der quatorialen Tiefdruckrinne innerhalb der planetaren Zirkulation. Es entstehen die mit heftigen Regenfllen einhergehenden tropischen Wirbelstrme, wobei man bei schwcherer Ausprgung von einem tropischen Tief spricht. Bei hoher Windgeschwindigkeit (ab Windstrke 12) knnen diese Strme schwere Verwstungen anrichten. Je nach Kontinent spricht man dann von Hurrikanen oder Taifunen. Sie bilden sich aber auch auf regionaler Skala z.B. beim Land-See-Windsystem bei Nacht ber dem Wasser.

 

Druckausgleich zwischen Hoch- und Tiefdruckgebieten

Luftstrmung vom Hoch zum Tief

Druckunterschiede in der Atmosphre sind naturgem癌 instabil. Sie streben daher zum Ausgleich. Dazu strmen die Luftmassen hheren Drucks in die Region mit tieferem Luftdruck bis sich beide Systeme angeglichen haben, d.h. bis sich ein gleicher Luftdruck eingestellt hat. Deswegen kommt es infolge Druckunterschieds zwischen Hoch- und Tiefdruckgebiet zu Luftbewegung, d.h. Wind, und damit zum Druckausgleich zwischen den beiden Drucksystemen. Dabei weht der Wind aber nicht auf dem direkten Weg vom Hoch- in das Tiefdruckgebiet, sondern wegen der Corioliskraft unter einem bestimmten Winkel. In der Abbildung links ist der Weg der Luftbewegung, also des Windes, dargestellt.

Nheres zum Druckausgleich steht im Kapitel Wind und zur Ablenkung des Windes im Kapitel Corioliskraft.

 

In Mitteleuropa liegt der Kerndruck eines Tiefs fr gewhnlich bei 990 - 1000 hPa und in Orkantiefs bei 950 - 970 hPa. Ein extremeres Beispiel ist der Luftdruck in einem Hurrikan, wo Werte bis zu 870 hPa gemessen wurden. Um das Zentrum eines Tiefdruckgebiets herum befinden sich Linien gleichen Luftdrucks (Isobare), deren Druck nach auen hin kontinuierlich zunimmt. Je enger diese Isobaren liegen, um so strker ist der im Tief herrschende Wind. Als Faustregel ist bei einem Druckgeflle von 5 hPa auf den angegebenen Distanzen mit den folgenden Windstrken zu rechnen:

Distanz der Isobaren in Seemeilen 

Distanz der Isobaren in Kilometern

erwartete Windstrke in Baufort

100 

185,2   

7 - 8

200 

316,4   

5

300 

555,6  

Um innerhalb des Tiefs zu einem Luftdruckausgleich zu kommen, strmt Luft aus dem hheren Druckbereich des Tiefdruckgebiets, also von auen, zu denen mit einem niedrigerem Druck, also nach innen. Aufgrund der Corioliskraft strmt die Luft in einem Tiefdruckgebiet auf der Nordhalbkugel entgegen dem Uhrzeigersinn, auf der Sdhalbkugel im Uhrzeigersinn. Die Kenntnis der Strmungsrichtungen in Tief- und Hochdruckgebieten ist von gr秤ter Wichtigkeit, will man die komplexen Vorgnge in der Atmosphre verstehen. 훖nlich wie Zahnrder, greifen Hochs und Tiefs ineinander und transportieren dazwischen Luftmassen. Auf der Nordhalbkugel wird deshalb an der Ostflanke eines Tiefs und an der Westflanke eines Hochs warme Luft nach Norden transportiert, sowie an der Westflanke eines Tiefs und an der Ostflanke eines Hochs kalte Luft nach Sden. Auf der Sdhalbkugel vollziehen sich diese Prozesse wegen der Corioliskraft dementsprechend entgegengesetzt.

Im Gegensatz zu den Hochdruckgebieten, strmt die Luft in Bodennhe in ein Tief hinein - es kommt zur Luftkonvergenz. Dementsprechend muss auch Luft ausstrmen. Dies geschieht in der Hhe, wo es zu einer Luftmassendivergenz kommt. Daraus folgt, dass in einem Tiefdruckgebiet die Luftmassen in der vertikalen Luftsule nach oben strmen, wohingegen es, wie oben beschrieben, in einem Hoch zu einer Abwrtsbewegung der Luftmassen kommt. Durch die Aufwrtsbewegung der Luft innerhalb eines Tiefs fhrt zu einer Abkhlung der Luft, auch Expansionsabkhlung genannt, sowie zu einer Erhhung der relativen Feuchte.

Damit ist das System der Luftmassenzirkulation geschlossen und was im Groen funktioniert (Physik), das funktioniert auch im Kleinen:
die dynamische oder thermische Zirkulation der Luftmassen.

 

Nordatlantische Oszillation (NAO)

Wie schon dargestellt, weht von den Kltehochs der Polregionen Kaltluft in Richtung 훢uator und wird durch die Erdrotation (Corioliskraft) nach Westen abgelenkt (polare Ostwinde). Zugleich strmt subtropische Warmluft in der Westwinddrift zu den Polen. Diese Warm- und Kaltluftstrme treffen an den sog. Frontalzonen (Polarfronten) der Nord- und Sdhemisphren aufeinander, strmen aber wegen der Ablenkung durch die Erdrotation in entgegen gesetzten Richtungen aneinander vorbei und bilden dabei Wellen und Wirbel. Die Luftmassengrenze zwischen der kalten Polarluft und der warmen Luft aus den Subtropen ist oft wellenfrmig deformiert. Das sind die sog. Rossby-Wellen. Hoch- und Tiefdruckgebiete entstehen bevorzugt entlang dieser sog. Polarfront. Die Rossby-Wellen steuern die Hoch- und Tiefdruckgebiete und prgen so das Muster der Luftdruckverteilung auf der Nordhalbkugel.

Diese Luftdruckverteilung und die sich daraus ergenden Zirkulationsmuster der Atmosphre werden auf der Nordhalbkugel anhand diverser Kennzahlen beurteilt und dann mit dem Ablauf der Witterung in Verbindung gebracht. Fr den Bereich des Pazifiks und Nordamerikas wird dazu das sog. PNA-Muster (Pacific-North-America-Index) betrachtet. Fr die Erklrung des Wettergeschehens in Europa wird die Nordatlantische Oszillation (NAO) herangezogen. Fr den atlantischen und europischen Raum beschreibt die NAO den Druckunterschied zwischen dem Islandtief und dem Azorenhoch. Je nachdem, ob die Differenz positiv oder negativ ist, lassen sich daraus Aussagen ber die Strke der Westwinddrift (westliche Strmung ber dem Ostatlantik) ableiten.

Dazu wird die Lage der 500-hPa-Hhe ber dem Nordatlantik in der Nhe von Island mit jener mehrere tausend Kilometer weiter sdlich bei den Azoren vergleichen. Ist der Luftdruckgegensatz zwischen dem Azorenhoch im Sden und dem Islandtief im Norden durch einen sehr tiefen Druck ber Island und einen sehr hohen Druck ber den Azoren gr秤er als im statistischen Mittel, ergibt dieser groe Gradient ein stetes Muster von schnellen Westwinden in der oberen Atmosphre, die ber den Nordatlantik wehen (siehe Schema rechts oben).

Diese Konfiguration ist die sog. positive Phase der NAO. In diesem Fall kann sich etwa zwischen 40 und 60 nrdlicher Breite eine starke westliche Strmung ausbilden, die im Winter auch hufig mit Strmen einhergeht. Dieser schnelle westliche Wind hat zur Folge, da kalte polare Luftmassen, die in den Osten von Nordamerika eingeflossen sind, schnell hinaus auf das Meer abflieen. In Europa bringen die Westwinde dann von West- ber Mitteleuropa hinweg bis nach Sibirien im Osten oft milde maritime Luft mit reichlich Niederschlag. Vom Mittelmeerraum bis zum vorderen Orient herrschen dabei meist Trockenheit und relativ kalte Winter vor, whrend in Westgrnland kalte nrdliche Winde dominieren.

Zu anderen Zeiten kann der Druckgegensatz zwischen Islandtief und Azorenhoch dagegen deutlich abgeschwcht sein. Die 500-hPa-Hhe steigt dann ber dem Nordatlantik von Nord nach Sd ungewhnlich wenig an, was hufig auftritt, wenn ein ausgeprgter 500-hPa-Rcken oder ein geschlossenes 500-hPa-Hoch sich ber dem Gebiet festsetzt (gewhnlich in der Nhe von Grnland oder Island) und damit den normalen Abzug der Tiefdrucksystem von West nach Ost blockiert oder umlenkt. Im Extremfall dreht sich die Lage der Druckgebilde sogar um, soda sich ber Island ein Hochdruckgebiet und ber den Azoren ein Tief befindet. Dann knnen sich hufig blockierende Wetterlagen durchsetzen. Dieses Muster bildet die sog. negative Phase der NAO (siehe Schema rechts unten).

In der Folge bilden sich im Winter oftmals statiore Hochdruckgebiete ber Westeuropa, die dazu fhren, da kalte Luft aus dem Norden einfliet. Solche die Weststrmung blockierenden Hochs knnen aber auch weiter stlich auftreten. Auf der Westseite des Russlandhochs gelangen dabei eher milde Luftmassen aus dem Mittelmeerraum nach Mittel- und Nordeuropa. Auch im Mittelmeerraum herrschen dann oft milde, aber auch feuchte Witterungsverhltnisse vor.

Weiteres dazu steht im Kapitel Growetterlagen

positiver NAO-Index

 

negativer NAO-Index

 

Druckfeldbegriffe

Neben den allgemeinen Bezeichnungen Tiefdruckgebiet und Hochdruckgebiet haben sich in der Meteorologie zur Beschreibung eines Luftdruckfeldes noch die folgenden Begriffe eingebrgert:

  • Randtief: ein kleines Tief innerhalb eines ausgedehnten Tiefdruckgebiets, das noch von wenigstens einer Isobare des Haupttiefs umschlossen wird;
  • Tiefdrucktrog oder kurz Trog: eine langgestreckte Zone tiefen Druckes mit Tiefstwerten entlang einer Linie, der Troglinie oder -achse, die zugleich die Linie strkster zyklonaler Isobarenkrmmung ist;
  • Tiefdruckauslufer: ein Tiefdrucktrog, in dessen Bereich eine Front liegt;
  • Tiefdruckrinne: eine langgestreckte Tiefdruckzone, die nicht von Isobaren durchquert wird;
  • Hochdruckkeil oder Hochdruckbrcke: eine langgestreckte Zone hohen Luftdruckes mit Hchstwerten entlang einer Linie, der Keillinie oder -achse, die zugleich die Linie strkster antizyklonaler Isobarenkrmmung ist;
  • Hochdruckbrcke: ein Hochdruckrcken, der zwei Hochdruckgebiete miteinander verbindet;
  • Sattelpunkt: der neutrale Punkt, der sich zwischen je zwei Tiefdruckgebieten und Hochdruckgebieten ergibt, wenn diese schachbrettartig angeordnet sind. Er ist der Ort des tiefsten Druckes zwischen den 2 Hochdruckgebieten und zugleich der Ort des hchsten Druckes zwischen den 2 Tiefdruckgebieten.

 

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