Druckgebiete

 

 

ZirkulationDruckgebieteWindGroßwetterlagen
Home 
Flugsport 
Meteorologie 
Atmosphäre 
Luftmassen 
Druckgebiete 

 

Hier erfahren Sie etwas über

 

Druckgebiete

Wetterkarte

Jeder kennt die Ansagen in den Wetterberichten des Fernsehens oder im Radio über ein Azorenhoch oder Islandtief, welche das Wetter in den Folgetagen bei uns bestimmen sollen. Auch gibt es wohl kaum eine einigermaßen aussagekräftige Wetterkarte, in der nicht die maßgeblichen Hoch- und/oder Tiefdruckgebiete dargestellt wären. Das erstaunt nicht, da Hoch- und Tiefdruckgebiete für das Wettergeschehen die wichtigsten Faktoren sind.

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

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

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 erläutert.

Hoch- und Tiefdruckgebiete

Luftströmungen

Der Luftdruck eines Gebietes ist, wie im Kapitel Luftdruck dargestellt, einerseits von der Höhenlage abhängig und wird andererseits auch von der Lufttemperatur beeinflußt. 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 Säule warmer Luft hat daher einen geringeren Luftdruck als eine gleich hohe Säule kalter Luft. Überall wo sich kalte Luft ansammelt entsteht daher ein Hochdruckgebiet, wo sich Luft stark erwärmt 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 beeinflußt werden. Strömen nämlich Luftmassen aus verschiedenen Richtungen auf einen Punkt zu, entsteht dort ein höherer Druck, strömen 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 Höhe. Sinkt im Hochdruckgebiet kalte Luft ab, so bildet aufgrund der Divergenz in der Höhe ein Tiefdruckgebiet. Thermische Hochdruckgebiete besitzen also am Boden ein Kältehoch, in der Höhe dagegen ein Tief, während thermische Tiefdruckgebiete am Boden ein Hitzetief und in der Höhe ein Hoch haben. Diese Zusammenhänge 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 Atmosphäre zu einem Luftdruckausgleich zu kommen, strömt Luft aus den Bereichen mit höheren Luftdruck in jene mit tieferem Druck, also von außen zu denen mit einem niedrigerem Druck nach innen. Aufgrund der Corioliskraft strömt die Luft in einem Tiefdruckgebiet auf der Nordhalbkugel entgegen dem Uhrzeigersinn, auf der Südhalbkugel im Uhrzeigersinn. Für das Hochdruckgebiet gilt das Umgekehrte: Hier führt die Corioliskraft dazu, daß die Luft auf der Nordhalbkugel im Uhrzeigersinn und auf der Südhalbkugel entgegengesetzt zum Uhrzeigersinn aus dem Hoch strömt. Die Kenntnis der Strömungsrichtungen in Tief- und Hochdruckgebieten ist von größter Wichtigkeit, will man die komplexen Vorgänge in der Atmosphäre verstehen. Ähnlich wie Zahnräder 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 Süden. Auf der Südhalbkugel vollziehen sich diese Prozesse wegen der Corioliskraft dementsprechend wieder entgegengesetzt.

Zirkulationsmodell

Die grundlegenden Ursachen dieser atmospärischen Luftströmungen sind im Kapitel Zirkulation ausgeführt. Das engere Geschehen im Bereich der Pole ist im Kapitel Polarzelle dargestellt.

Hervorzuheben ist, daß der wesentliche Antrieb aller wetterbedingten Vorgänge in der Atmosphäre ihren Grund in der Sonneneinstrahlung hat. Diese ist aber meridional unterschiedlich stark ausgeprägt ist, weshalb große Temperaturunterschiede zwischen Äquator und den Polregionen auftreten. Während am Äquator die Sonne das Jahr über nahezu senkrecht einstrahlt, erreicht die Polregionen durch den flachem Einfallswinkel nur wenig wärmende Sonnenenergie. Im Winterhalbjahr bleibt es in diesen nördlichen bzw. südlichen Regionen teilweise sogar vollständig dunkel, d.h. die Sonne geht dort in dieser Zeit gar nicht mehr auf. Dies wird in den Kapiteln Planet Erde und Strahlungshaushalt näher erläutert.

Am Äquator steht die Sonne das ganze Jahr über sehr hoch, weshalb die Tagestemperaturen bei durchschnittlich 30 °C liegen. Erwärmte Luft steigt nach oben. Am Boden bildet sich dadurch ein Gebiet tiefen Luftdrucks, die äquatoriale Tiefdruckrinne, in großer Höhe 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 Wärme- bzw. Energiedefizit. Kalte Luft sinkt nach unten (siehe Kapitel Polarzelle). Zum Ausgleich der so entstandenen Druck- und Energieunterschiede strömt die über dem Äquator aufgestiegene warme Luft in der Höhe in Richtung des polaren Tiefdrucks (Höhentief). Zugleich strömt am Boden die kalte Luft (Bodenhoch) an den Polen zum Tief am Äquator (Bodentief). So entsteht auf jeder Hemisphäre ein großer, wärmeaustauschender Kreislauf. Dieser Kreislauf ist im Kapitel Zirkulation näher dargestellt.

Daraus ergeben sich auf jeder Halbkugel zwei Zirkulationssysteme, welche die Luft austauschen, das eine zwischen Äquator 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 Äquator zu den Polen noch die polare Kaltluft zum Äquator. Für 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 Äquator strömen. 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 Äquator wesentlich höher in die Atmosphäre als  an den Polen (siehe Abbildung oben links "Zirkulationszellen). Die warme Luft "fließt" 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 Höhenunterschied zwischen den beiden Kreisläufen wird dafür größer. Also "fließt" die Luft immer schneller in Richtung der Pole, so daß auch der Westwind kräftiger wird. Diese Warm- und Kaltluftströme treffen an den sog. Frontalzonen (Polarfronten) der Nord- und Südhemisphären aufeinander, strömen 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 wellenförmig deformierte Luftmassengrenze (Rossby-Wellen) steuert die Hoch- und Tiefdruckgebiete und prägt so das Muster der Luftdruckverteilung auf der Nordhalbkugel.

Der Luftdruck ist nicht gleichmäßig über der Erde verteilt. Gebiete hohen Drucks wechseln sich mit Gebieten niedereren Drucks ab. Diese Unterschiede kommen durch die unterschiedlich starke Erwärmung der Luftmassen zustande. Wenn Luft erwärmt wird, dehnt sie sich aus. Dies hat zur Folge, daß der Druck mit steigender Höhe weniger stark abnimmt als in den weniger erwärmten Schichten. Es entsteht ein Hochdruck mit zunehmender Höhe.

Dadurch baut sich ein Druckunterschied zwischen der erwärmten Luft und der anschließenden Luft auf. Solche Druckunterschiede führen grundsätzlich zu deren Ausgleich. Dies macht ein simples Beispiel klar: Durch das Loch im Fahrradreifen entweicht solange die Luft bis ein Ausgleich des höheren Drucks im Reifen mit dem niedereren Druck der Umgebung hergestellt ist. Ebenso führen Luftdruckunterschiede zwischen großräumigen Luftmassen zum Druckausgleich (= horizontaler Wind). Im Unterschied zum kleinräumigen System des Fahrradreifens stellt sich aber ein Gleichgewichtszustand im großräumigen Wettermaßstab niemals vollständig ein. Dieser Unterschied (Luftdruckgradient) setzt eine ausgleichende Luftströmung vom hohen Druck zum tiefen Druck in Gang. So entsteht der Wind.

Die Stärke der Luftströmung, d.h. des Windes, hängt von der Größe des Druckunterschieds ab. Der Luftdruck hat also fundamentale Bedeutung für das Wetter- und das Witterungsgeschehen. Von seiner Verteilung hängen nicht nur die Luftbewegungen (Wind) ab. Er ist ebenso für die Wärmeverteilung, die Feuchte, die Bewölkung, den Niederschlag und die Verdunstung von großer Bedeutung.

 

Bodendruckkarte

Ein Gebiet geringen Luftdrucks heißt 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 würde. Ein Hoch oder Tief ist nämlich eine relative und keine absolute Luftdrucksituation. Ältere Barometer, die entsprechende Bezeichnungen auf ihrer Skala mit Luftdruckwerten verbinden, sind deshalb in dieser Hinsicht mindestens mißverständlich.

Als bisher tiefster Luftdruck ist der bei einem Taifun am 13. September 1961 gemessene Wert von 885 hPa bekannt, als höchster 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 erhöht ist. Ein Hochdruckgebiet ist also ein Gebiet relativ hohen Luftdruckes. Der mittlere Luftdruck unserer Atmosphäre 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 Verhältnis zu seiner Umgebung. Auf der Wetterkarte ist ein Hochdruckgebiet daher daran zu erkennen, daß es gegenüber seiner Umgebung höhere Luftdruckwerte aufweist. Für ein Tiefdruckgebiet gilt das umgekehrte.

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

Die Luftmassen bewegen sich immer mit antizyklonalem Drehsinn um ein Hochdruckgebiet (und seine Ausläufer) herum, d.h. der Wind umströmt ein Hochdruckgebiet auf der Nordhalbkugel im Uhrzeigersinn, auf der Südhalbkugel 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 Südhalbkugel entsprechend in Bewegungsrichtung nach links, wobei die Stärke dieser Ablenkung vom Äquator zu den Polen zunimmt und von der Windgeschwindigkeit abhängt. Der Bodenwind weht als Folge der Bodenreibung in Spiralbahnen gegen den tiefen Druck hin. Die Luft fließt also aus dem Hochdruckzentrum hinaus.

Hochdruckgebiete bringen im Sommer die typischen Schönwetterlagen. In unseren Breiten geht ein Hochdruckgebiet daher regelmäßig mit sonnigem, meist windstillem und im Sommer warmem Wetter einher. Ein "Hoch" wird durch blauen Himmel, sich schnell wieder auflösende Haufenwolken und keine oder nur leichte Windbewegung gekennzeichnet. Bei längerer Dauer einer Hochdrucklage im Sommer nimmt die Erwärmung stetig zu und es kann es zu einer Hitzewelle kommen. Im Winter ist bei diesen Wetterlagen dagegen häufig mit starkem Frost zu rechnen. Dann können an die Stelle des blauen Himmels auch Hochnebelbänke oder eine niedere Schichtbewölkung auftreten. Oft ist dies bei Inversionswetterlagen zu beobachten, die im Herbst und Winter gehäuft auftreten. Nach dem Durchzug eines Tiefdruckgebietes ist ein kurzzeitiges Aufklaren nicht selten von einem Luftdruckanstieg begleitet (Zwischenhoch). Im Gegensatz zu einer längeren Schönwetterperiode infolge eines "Hochs" hält dieses Aufklaren aber meist nicht länger als ein bis zwei Tage an.

Das Zentrum eines "Hochs" bildet der Hochdruckkern, das ist der Bereich, der den höchsten 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 Verhältnis zu seiner Umgebung. Auf der Wetterkarte ist ein Tiefdruckgebiet daher daran zu erkennen, daß es gegenüber seiner Umgebung tiefere Luftdruckwerte aufweist. Für ein Hochdruckgebiet gilt das umgekehrte. Kurz und vereinfacht ausgedrückt entsteht ein Hochdruckgebiet immer dort, wo kältere und damit schwerere Luft absinkt. Ein Tiefdruckgebiet bildet sich dagegen, wenn erwärmte Luft aufsteigt. Letzteres geschieht großräumig in den Tropen, wo die Luft von der intensiven Sonneneinstrahlung stark erwärmt wird.

Anstatt von allen Seiten radial auf das Tiefdruckgebiet zuzuströmen, rotiert die zuströmende 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 zuströmenden Winde (von oben bzw. aus dem Weltraum betrachtet) entgegen dem Uhrzeigersinn – also zyklonal. Winde, die aus einem Hochdruckgebiet heraus strömen, werden ebenfalls nach rechts abgelenkt. Sie rotieren daher im Uhrzeigersinn (antizyklonal). Der Corioliseffekt ist an den Polen stark ausgeprägt, zum Äquator hin schwächt er sich ab. Auf der Südhalbkugel wird eine Luftmassenbewegung generell nach links abgelenkt.

Tiefdruckgebiete bringen uns häufig 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 für gewöhnlich 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 für Rotation und Krümmung. 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. Für nach links gekrümmte Strömungsbahnen spricht man von zyklonaler Krümmung.

Antizyklonal bezeichnet dementsprechend einen Dreh- bzw. Krümmungssinn, 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. Für nach rechts gerichtete Strömungsbahnen spricht man von antizyklonaler Krümmung.

 

Einteilung der Druckgebiete

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

  • Dynamische Druckgebiete entstehen durch die Strömungs- und Zirkulationsvorgänge in der Atmosphäre. Sie "schwimmen" sozusagen in diesen Strömungen und gestalten so das Wetter. Bei diesen Strömungen handelt es sich um das Mäandrieren der Frontal- und damit auch der Westwindzone. Durch das Mäandrieren werden die beteiligten Luftmassen einerseits abgebremst, andererseits beschleunigt, so daß die Winde aus ihrer isobarenparallen Richtung ablenkt werden.
    Auf diese sog. Polarfront-Theorie als Grund für die Entstehung der dynamischen Druckgebiete wird in den Kapiteln Polarfront und Rossby-Wellen näher eingegangen.
  • Wo Luft wegströmt oder divergiert, sinkt der Luftdruck und es entsteht ein Tiefdruckgebiet, wo Luft zusammenströmt oder konvergiert, steigt der Luftdruck und es entsteht ein Hochdruckgebiet. Dieser Vorgang wird in den Kapiteln Divergenz und Konvergenz erläutert.

    Die Atmosphäre versucht nun solche Druckunterschiede durch die darüber und darunter liegenden Luftschichten auszugleichen. Im Hoch sinken Luftmasse ab und drücken bis auf die Erdoberfläche. Die aufsteigenden Luftmassen im Tief verursachen einen Sog bis auf die Erdoberfläche (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 Höhe und am Boden gleich, d.h. sie sind einheitlich entweder ein Hoch- oder ein Tiefdruckgebiet.

    • Bei dynamisch bedingten Hochdruckgebieten führt großräumiges Absinken von Luftmassen zum Druckanstieg am Boden. Durch die Absinkprozesse erwärmt sich die Luft und trocknet aus. Daher lösen sich Wolken im Bereich eines Hochs meistens auf und es herrscht sonniges Wetter. Im Winter entsteht jedoch vielfach eine Absinkinversion, unter der sich Stratusbewölkung und Hochnebel bilden. Dynamisch bedingte Hochdruckgebiete sind vertikal hochreichend und bestimmen den Wetterverlauf größerer Gebiete über einen längeren Zeitraum. Dynamische Hochdruckgebiete entstehen im Bereich des subtropischen Hochdruckgürtels (z.B. Azorenhoch), lösen sich von diesem ab und wandern dann nach Osten. Auf der Nordhalbkugel zirkuliert die Luft im Uhrzeigersinn um das Hochdruckgebiet, auf der Südhalbkugel dagegen.
    • Dynamische Tiefdruckgebiete entstehen, wenn eine Luftströmung 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 Südhalbkugel im Uhrzeigersinn. Dynamische Tiefdruckgebiete sind unter anderem für die polaren Ostwinde (Polarwirbel) und äquatorialen 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 ganzjährig das Wetter in Europa bestimmen.

    Den Gegensatz zu den dynamischen Druckgebilden stellen die statischen Druckgebilde dar. Statische Druckgebilde sind annähernd ortsfest, während dynamische Druckgebilde sich bewegen. Zu den großen statischen Druckgebilden gehören:

    • Bodennahe Hitzetiefs
      Es entsteht über großen erhobenen Landmassen, wie z.B. Tibet. Seine Entstehung erfolgt analog zur landseitigen Tag-Situation beim Land-See-Wind. Die räumliche Ausdehnung des bodennahen Hitzetiefs  ist allerdings nicht lokal sondern regional. Seine zeitliche Skala unterliegt wegen der großen Ausdehnung deshalb nicht dem Tagesrythmus, wie im Fall des Land-See-Windes, sondern dem Jahresrythmus. Hitzetiefs treten im Sommer auf (wer hätte das gedacht).
    • Bodennahe Kältehochs
      Es entsteht über großen 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, daß Luft erwärmt wird und aufsteigt (thermisches Tiefdruckgebiet) oder auskühlt und dadurch absinkt (thermisches Hochdruckgebiet). Diese thermischen Druckgebilde sind meist recht ortsfest.
    • Thermisch bedingte Hochdruckgebiete bestehen aus Kaltluftmassen mit geringer vertikaler Mächtigkeit. Sie bilden sich durch Kaltluftanreicherung bei negativer Strahlungsbilanz am Erdboden. Kalte Luft hat eine größere Dichte als warme Luft. Beim Abkühlen 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 Zusammenhänge wird in den Kapiteln Luftdruck und Luftdichte näher eingegangen.
    • Thermische Hochdruckgebiete bilden sich z.B. beim Land-See-Windsystem bei Tag über dem Wasser oder als Polarhoch in der atmosphärischen Zirkulation. Beständige Kältehochs findet man im Winter über den Polen, Sibirien und Kanada.

    • Thermisch bedingte Tiefdruckgebiete bilden sich aus warmer Luft. Wie alle Körper dehnt sich Luft beim Erwärmen aus und hat dann eine geringere Dichte als kalte Luft. Sie wird daher leichter und steigt in die Höhe. Der Druck auf die darunter liegenden Luftschichten nimmt ab und der Luftdruck fällt.
      Thermische Tiefdruckgebiete bilden sich insbesondere über warmen Wasserflächen, über denen feuchte warme Luft aufsteigt und sich dabei abkühlt, z.B. in der äquatorialen Tiefdruckrinne innerhalb der planetaren Zirkulation. Es entstehen die mit heftigen Regenfällen einhergehenden tropischen Wirbelstürme, wobei man bei schwächerer Ausprägung von einem tropischen Tief spricht. Bei hoher Windgeschwindigkeit (ab Windstärke 12) können diese Stürme schwere Verwüstungen 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 über dem Wasser.

 

Druckausgleich zwischen Hoch- und Tiefdruckgebieten

Luftströmung vom Hoch zum Tief

Druckunterschiede in der Atmosphäre sind naturgemäß instabil. Sie streben daher zum Ausgleich. Dazu strömen die Luftmassen höheren 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.

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

 

In Mitteleuropa liegt der Kerndruck eines Tiefs für gewöhnlich 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 außen hin kontinuierlich zunimmt. Je enger diese Isobaren liegen, um so stärker ist der im Tief herrschende Wind. Als Faustregel ist bei einem Druckgefälle von 5 hPa auf den angegebenen Distanzen mit den folgenden Windstärken zu rechnen:

Distanz der Isobaren in Seemeilen 

Distanz der Isobaren in Kilometern

erwartete Windstärke in Baufort

100 

185,2   

7 - 8

200 

316,4   

5

300 

555,6  

Um innerhalb des Tiefs zu einem Luftdruckausgleich zu kommen, strömt Luft aus dem höheren Druckbereich des Tiefdruckgebiets, also von außen, zu denen mit einem niedrigerem Druck, also nach innen. Aufgrund der Corioliskraft strömt die Luft in einem Tiefdruckgebiet auf der Nordhalbkugel entgegen dem Uhrzeigersinn, auf der Südhalbkugel im Uhrzeigersinn. Die Kenntnis der Strömungsrichtungen in Tief- und Hochdruckgebieten ist von größter Wichtigkeit, will man die komplexen Vorgänge in der Atmosphäre verstehen. Ähnlich wie Zahnräder, 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 Süden. Auf der Südhalbkugel vollziehen sich diese Prozesse wegen der Corioliskraft dementsprechend entgegengesetzt.

Im Gegensatz zu den Hochdruckgebieten, strömt die Luft in Bodennähe in ein Tief hinein - es kommt zur Luftkonvergenz. Dementsprechend muss auch Luft ausströmen. Dies geschieht in der Höhe, wo es zu einer Luftmassendivergenz kommt. Daraus folgt, dass in einem Tiefdruckgebiet die Luftmassen in der vertikalen Luftsäule nach oben strömen, wohingegen es, wie oben beschrieben, in einem Hoch zu einer Abwärtsbewegung der Luftmassen kommt. Durch die Aufwärtsbewegung der Luft innerhalb eines Tiefs führt zu einer Abkühlung der Luft, auch Expansionsabkühlung genannt, sowie zu einer Erhöhung der relativen Feuchte.

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

 

Nordatlantische Oszillation (NAO)

Wie schon dargestellt, weht von den Kältehochs der Polregionen Kaltluft in Richtung Äquator und wird durch die Erdrotation (Corioliskraft) nach Westen abgelenkt (polare Ostwinde). Zugleich strömt subtropische Warmluft in der Westwinddrift zu den Polen. Diese Warm- und Kaltluftströme treffen an den sog. Frontalzonen (Polarfronten) der Nord- und Südhemisphären aufeinander, strömen 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 wellenförmig 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 prägen so das Muster der Luftdruckverteilung auf der Nordhalbkugel.

Diese Luftdruckverteilung und die sich daraus ergenden Zirkulationsmuster der Atmosphäre werden auf der Nordhalbkugel anhand diverser Kennzahlen beurteilt und dann mit dem Ablauf der Witterung in Verbindung gebracht. Für den Bereich des Pazifiks und Nordamerikas wird dazu das sog. PNA-Muster (Pacific-North-America-Index) betrachtet. Für die Erklärung des Wettergeschehens in Europa wird die Nordatlantische Oszillation (NAO) herangezogen. Für den atlantischen und europäischen 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 über die Stärke der Westwinddrift (westliche Strömung über dem Ostatlantik) ableiten.

Dazu wird die Lage der 500-hPa-Höhe über dem Nordatlantik in der Nähe von Island mit jener mehrere tausend Kilometer weiter südlich bei den Azoren vergleichen. Ist der Luftdruckgegensatz zwischen dem Azorenhoch im Süden und dem Islandtief im Norden durch einen sehr tiefen Druck über Island und einen sehr hohen Druck über den Azoren größer als im statistischen Mittel, ergibt dieser große Gradient ein stetes Muster von schnellen Westwinden in der oberen Atmosphäre, die über 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° nördlicher Breite eine starke westliche Strömung ausbilden, die im Winter auch häufig mit Stürmen einhergeht. Dieser schnelle westliche Wind hat zur Folge, daß kalte polare Luftmassen, die in den Osten von Nordamerika eingeflossen sind, schnell hinaus auf das Meer abfließen. In Europa bringen die Westwinde dann von West- über 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, während in Westgrönland kalte nördliche Winde dominieren.

Zu anderen Zeiten kann der Druckgegensatz zwischen Islandtief und Azorenhoch dagegen deutlich abgeschwächt sein. Die 500-hPa-Höhe steigt dann über dem Nordatlantik von Nord nach Süd ungewöhnlich wenig an, was häufig auftritt, wenn ein ausgeprägter 500-hPa-Rücken oder ein geschlossenes 500-hPa-Hoch sich über dem Gebiet festsetzt (gewöhnlich in der Nähe von Grönland 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, sodaß sich über Island ein Hochdruckgebiet und über den Azoren ein Tief befindet. Dann können sich häufig blockierende Wetterlagen durchsetzen. Dieses Muster bildet die sog. negative Phase der NAO (siehe Schema rechts unten).

In der Folge bilden sich im Winter oftmals statioäre Hochdruckgebiete über Westeuropa, die dazu führen, daß kalte Luft aus dem Norden einfließt. Solche die Westströmung blockierenden Hochs können aber auch weiter östlich 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 Witterungsverhältnisse vor.

Weiteres dazu steht im Kapitel Großwetterlagen

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 eingebürgert:

  • 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 stärkster zyklonaler Isobarenkrümmung ist;
  • Tiefdruckausläufer: ein Tiefdrucktrog, in dessen Bereich eine Front liegt;
  • Tiefdruckrinne: eine langgestreckte Tiefdruckzone, die nicht von Isobaren durchquert wird;
  • Hochdruckkeil oder Hochdruckbrücke: eine langgestreckte Zone hohen Luftdruckes mit Höchstwerten entlang einer Linie, der Keillinie oder -achse, die zugleich die Linie stärkster antizyklonaler Isobarenkrümmung ist;
  • Hochdruckbrücke: ein Hochdruckrücken, 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 höchsten Druckes zwischen den 2 Tiefdruckgebieten.

 

Home  Seitenanfang weiter

HomeFlugsportJuraDownloadsFeinstaubÜber michImpressumDatenschutzSitemap