Windsysteme

 

 

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Regionale oder lokale Windsysteme

globale Zirkulation

Windsysteme oder Zirkulationssysteme gibt es sowohl in der unteren Atmosphäre (Troposphäre) als auch in den höher liegenden Stockwerken der Atmosphäre, der Stratosphäre und der Mesosphäre. Die Windsysteme aller drei Stockwerke sind dabei voneinander entkoppelt. Für das eigentliche Wettergeschehen sind fast ausschließlich die Vorgänge in der Troposphäre, d.h. die Prozesse in den unteren 10 - 15 km der Atmosphäre verantwortlich.

Wind wird von mehreren Kräften verursacht:

  • Druckgradientkraft, die zwischen Hoch- und Tiefdruckgebiet wirkt und den eigentlichen Druckausgleich bewirkt;
  • Corioliskraft, die zur Ablenkung der Luftströmung führt und
  • Reibungskraft, die den Wind durch den Widerstand der Erdoberfläche "abbremst". Sie beeinflußt aber nur den Bodenwind der untersten Luftschicht. Der Höhenwind der oberen Luftschichten wird durch die Reibung der Erdoberfläche nicht mehr beeinträchtigt. Die Reibungskraft wirkt dabei der Corioliskraft entgegen und hat damit zur Folge sie, daß sich die Luft nicht nur um die Tiefdruckgebiete herum, sondern in diese hinein bewegt. Erst dadurch findet ein echter Druckausgleich statt.

Weitere Einzelheiten zu diesen Kräften stehen im Kapitel Windkräfte.

Die Windsysteme in der Troposphäre werden nach ihrer räumlichen Ausdehnung in zwei Gruppen unterschieden:

die auf unterschiedlichen räumlichen Skalen den gleichen Kräften und Gesetzen unterliegen.

Die Einzelheiten zu den globalen oder planetarischen Windsystemen stehen im Kapitel Zirkulation.
Vorliegend können sich die Ausführungen daher auf die lokalen bzw. regionalen Windsysteme beschränken.

 

Katabatischer und anabatischer Wind

katabatischer / anabatischer Wind

Katabatischer und anabatischer Wind bezeichnen lokale Winde. Ein anabatischer Wind ist ein bergauf strömender (griech.: ana = herauf), ein katabatischer Wind ein bergab fließender Wind (griech.: kata = herab, herunter). Zu den katabatischen Winden zählen insbesondere

  • die Bora an der Adriaküste,
  • der Mistral im Rhone-Tal,
  • der Böhmische Wind,
  • der Gletscherwind.

 

Ein katabatischer Wind entsteht in der Regel als Folge einer stabilen Atmosphärenschichtung (Lufttemperatur nimmt mit der Höhe zu) unter der Einwirkung der Gravitation und eines Druckausgleichs mit wärmerer Luft (horizontal auswärts gerichtete Kraft). Über der Eisfläche eines Hochplateaus, eines Gebirges oder eines Gletschers kühlt sich Luft ab, so daß ihre Dichte zunimmt. Als Druckausgleichsströmung mit der wärmeren Umgebung entsteht der kalte, katabatische Fallwind. Katabatische Winde spielen eine wesentliche Rolle bei der Bildung von antarktischem Meereis. Das Phänomen ist vor den ausgedehnten Schelfeisfeldern im Ross-Meer und im Weddell-Meer besonders ausgeprägt. Die Fallwinde der Antarktis sind die weltweit stärksten Winde und können Geschwindigkeiten von bis zu 320 km/h erreichen.

Das bekannteste Beispiel für einen anabatischen Wind ist der bergauf wehende Wind an einem Hang, der Hangwind oder Hangaufwind. Der Boden des Hangs wird durch Sonneneinstrahlung stark erwärmt (Weinbergeffekt) und gibt die Wärme an die daruberliegende Luft ab. Die Dichte der warmen Luft wird geringer, die Luft wird leichter, steigt auf und streicht am Hang nach oben (Hangthermik) und erzeugt damit den aufwärts wehenden Hangwind. Mit zunehmender Höhe, insbesondere nach weiterem Aufstieg über dem Grat, kühlt die Luft u.U. bis auf den Taupunkt ab und es bilden sich Wolken am Hang.

Katabatische Winde entstehen dann bei Nacht. Die Landmasse kühlt bei klarem Himmel durch terrestrische Ausstrahlung relativ schnell ab. Die Luft wird deshalb von unten her abgekühlt, wird dichter und somit schwerer als die Umgebungsluft und fließt dann hangabwärts. Oft wird das weitere Abfließen der Luft aus dem Tal durch orographische Gegebenheiten verhindert, so daß im Tal ein "Kaltluftsee" entsteht, der bei tieferen Temperaturen schnell zu Nebelbildung führt. Der Bergwind streicht dann über diese kompakte Kaltluftmasse hinweg, weshalb man ihn im Talgrund kaum spürt. Wird der katabatische Prozeß andererseits durch orografische Gegebenheiten begünstigt, z.B. indem der talauswärts strömende Wind in Verengungen durch den Venturi-Effekt beschleunigt wird und dann ungehindert in tiefere Lagen abfließen kann, kann das zu teilweise erheblichen Windgeschwindigkeiten führen, die für die Luftfahrt gefährlich werden können. Ein Beispiel dafür ist der katabatische Wind in der Adria, die Bora. Er entsteht nachts über dem Balkangebirge und fließt zur adriatischen Küste ab, wobei er in Bodennähe Geschwindigkeiten von bis zu 70 kt erreichen kann.

Im Zusammenhang mit Gebirgen werden die anabatischen und katabatischen Winde oft auch einfach als Berg- und Talwinde bezeichnet. Tagsüber erwärmt die Sonne die Hänge des Tals und der Wind strömt als Talwind an den Hängen den Berg hinauf, nachts fließt er als Bergwind von den Bergen zum Tal hinab. Durch die Konvergenz im Tal und Talverengungen können ebenfalls Venturi-Effekte entstehen, so daß der Wind stark beschleunigt wird. Meist sind allerdings in Gebirgen wie z. B. den Alpen, die Erklärungen mit Hilfe dieser einfachen Windmodelle nicht ausreichend, um in der Realität die komplexen Windströmungen im Detail zu erklären.

Der Föhn gehört übrigens nicht zu den katabatischen Winden, da es sich beim Föhn um einen warmen Wind handelt. Sein Antrieb kommt vielmehr aus unterschiedlichen Druckverhältnissen beidseits eines Hindernisses wie den Alpen und nicht direkt aus der Gravitation.

Ein weiteres einfaches Zirkulationsmuster entsteht beim Zusammentreffen großer Land- und Wassermassen, z. B. an Meeresküsten oder großen Seen als Land-/Seewind.

 

Land-See-Wind

Land-Seewind-Zirkulation

Die Land-See-Brise entsteht tagsüber durch die schnellere Aufheizung des Festlandes gegenüber der See, was zu einem Ausgleichswind von der See zum Land führt. Nachts kehrt sich dieser Effekt um. Insbesondere die landeinwärts wehenden Seewinde erzeugen beim Auftreffen auf Land eine Zone mit Geschwindigkeits- und – infolge der plötzlich zunehmenden Reibung - Richtungskonvergenz, die zu verstärkter Cu-Bildung mit gelegentlichen Regenschauern führt. Diese auch als Seewindfront bezeichnete Cu-Wolken-Linie ist im Sommer auf Satellitenbildern gut zu erkennen und ein deutlicher Hinweis auf lokale Land-Seewind-Zirkulationen.

Mehr steht im Kapitel Land-Seewind.

 

Berg-Talwind-Zirkulation

Das Berg-Tal-Windsystem entsteht tagsüber durch die schnellere Aufheizung der Berghänge gegenüber der Tallage, was zuerst zu einem die Hänge hoch streichenden Wind, dem Hangaufaufwind, führt. Zum Ausgleich setzt sich schließlich Luft aus dem Vorland talaufwärts in Bewegung, der Talwind. Nachts kehrt sich dieser Effekt um, der kalte Bergwind weht talauswärts.

Mehr steht im Kapitel Berg-Talwind.

 

Bora

Die Bora ist ein trockener, kalter und böiger Fallwind aus Ost-Nordost an der östlichen Adriaküste zwischen Triest und Dubrovnik. Der Wind stürzt dabei aus den Bergen Sloweniens und Kroatiens ohne Vorwarnung (keine Wolken) auf die Adria nieder. Winde vom Bora-Typ gehören mit ihrer Häufigkeit und ihren hohen Durchschnittsgeschwindigkeiten zu den stärksten der Welt. Die Spitzengeschwindigkeiten einzelner Böen erreichen Werte von bis zu 200 km/h. Kennzeichnend sind kurze, aber wuchtigen Böen mit kurzen Pausen, die urplötzlich einsetzen. Die Bora dauert im Mittel 2 Tage. Nach Italien hin schwächt sich der Wind rasch ab.

Die Bora entsteht am häufigsten im Winter, wenn ein Hochdruckgebiet über dem Balkan Kaltluft ansammelt. In den Bergen des auf der Ostseite der Adria liegenden Hinterlands, typischerweise während der Nacht, wenn die Auskühlung am stärksten ist, kann sich sich dann eine kalte Luftmasse bilden. Diese wird zuerst noch hinter der Barriere des Küstengebirges angesammelt. Erreicht dieser Kaltluftpool die Kammhöhe des Gebirges, kommt es zum "Überlaufen". Da kalte Luft dichter und damit schwerer als warme Luft ist, fließt die Luft plötzlich wasserfallartig die Berghänge hinunter. Das Gewicht der kalten Luft macht sie so zum katabatischen Fallwind. Die Windgeschwindigkeit  variiert vom leichten Windhauch bis zu Fallböen in Sturm- und sogar Orkanstärke. Dieser Wind errreicht dann aus zumeist nordöstlicher Richtung die Adriaküste. Ein anderer Auslöser der Bora ist das Eindringen kontinentaler Kaltluft, die als Höhenwind aus Nordost über die Triest-Ebene oder über die Berge der adriatischen Ostküste aus Ost-Nordost zur Adria strömt. Bestimmend dafür ist entweder ein Hoch über Mitteleuropa (sog. „antizyklonale Bora“) oder ein Tief zwischen Süd-Italien und Griechenland (sog. „zyklonale Bora“). Beide sorgen dafür, daß kalte Luft aus Nordost von Südrussland über Ungarn zur Adria geführt wird. Wegen der größeren Beständigkeit eines Hochs dauert die dadurch entstehende "antizyklonale“ Bora-Wetterlage i.d.R. länger an. Die Windgeschwindigkeit hängt vom Temperaturgefälle ab. Da dies im Winter größer ist, können im Winter die Bora-Böen bis zu 200 km/h erreichen, im Sommer aber immerhin noch 90 km/h. Eine besonders heftige Bora entsteht dann, wenn der aus Nordost kommende Höhenwind eine in den ostadriatischen Bergen liegende Kaltluft mitreißt. Nicht zuletzt wird die zur Küste herunter strömende Luft durch Täler und Bergzüge kanalisiert. Dabei wird der Wind zusätzlich Düseneffekte und entstehende Wirbel verstärkt.

Die Bora weht meistens im Winter, aber auch im Sommer gibt es oft einige Bora-Tage. Im Sommer dauert die Bora meist nur wenige Stunden und selten läner als 1 – 2 Tage. Im Winter kann sie mit Unterbrechungen bis zu 14 Tagen wehen. In den Monaten Dezember – Februar ist ca. 6 – 8 Mal im Monat mit Bora zu rechnen, während sie in den Monaten Mai – August i.d.R. nur 1 x im Monat auftritt. Die mittlere Dauer einer Boralage liegt bei etwa 40 Std. mit ca. 1 Std. Sturm. Das Auftreten der Bora ist nicht an eine bestimmte Tageszeit gebunden, sie setzt aber häufiger nachmittags als vormittags ein. Ihre größte Stärke erreicht sie meist zwischen 7 und 11 Uhr sowie zwischen 18 und 22 Uhr. Der Zeitpunkt des Eintretens der Bora läßt sich nicht exakt voraussagen. Da die kontinentale Luft kalt und trocken ist, bilden sich höchstens an den Bergkämmen ein paar Wolkenbänke. Die auf die Adria absinkende kalte Luft selber ist wolkenlos. Wenn die Kuppen der Berge über der Küste bei sonst sonnigem Wetter von einer kleinen Wolkenwalze eingehüllt sind, ist das ein zumeist sicheres Anzeichen für das baldige Auftreten der Bora. Auch wenn sich über den Bergen sich lockige Wolken zeigen, die herunterzufallen scheinen, ist mit Bora zu rechnen. In trockenen Gegenden schiebt die Bora schließlich oft eine Staubwalze vor sich her. Wenn man sie sieht, verbleiben einem nur noch wenige Minuten. Am kältesten empfindet man die Bora, trotz trockenadiabatischer Erwärmung während des Hinabströmens, wenn sie von sehr kalter Kontinental- oder Polarluft gespeist wird, welche dann die warme Mittelmeerluft verdrängt.

 

Mistral

Mistral Wetterlage

Mistrallage

Ein besonders unter Segelfliegern bekanntes lokales Windsystem ist der in Frankreich auftretende Mistral. Der Mistral ist ein Fallwind, der durch das Rhonetal weht. Er entsteht, wenn sich ein Hochdruckgebiet über der Biskaya und ein Tief über dem Mittelmeer befindet. Der daraus folgende Wind erwärmt sich wie der Föhn zwar auch trockenadiabatisch, weil er aber durch das Rhonetal kanalisiert wird und dadurch hohe Windgeschwindigkeiten erreicht, wirkt der Mistral im warmen Mittelmeerraum als kalter Wind. Der Mistral kann zuerst recht sanft und durch die Landmasse noch aufgewärmt und deshalb warm wehen. Nach einigen Stunden oder gar Tagen kann er ein starker bis sehr starker Wind werden, der aus nordwestlicher Richtung über Frankreich in den Mittelmeerraum weht. Typisch ist dann ein wolkenloser, dunkelblauer Himmel, gute Fernsicht, nachts ein beeindruckender Sternenhimmel und ein erheblicher Abfall der Temperatur. Er kann tagelang wehen.

Voraussetzung für seine Entstehung ist hoher Luftdruck westlich von Frankreich und ein Tiefdruckgebiet über dem Mittelmeer. Wenn ein Tief über Nordfrankreich in Richtung Osten abzieht, ist diese klassische Ausgangslage für den Mistral gegeben. Der Wind entsteht dann durch die in den Mittelmeerraum einströmende kalte Polarluft. Diese Lage stellt sich häufig in Verbindung mit Kaltlufteinbrüchen aus Norden ein, deren Hauptstoßrichtung über Großbritannien bis in den nordwestlichen Mittelmeerraum verläuft. Dort trifft die Kaltluft auf wärmere Mittelmeerluft. Dies bietet günstige Voraussetzungen für die Entstehung eines Genuatiefs.

Mistral entsteht also, wenn auf der Rückseite von Tiefdruckgebieten Kaltluft mit nordwestlicher bis nördlicher Strömung in Richtung Rhônetal strömt. Die Alpen und das Zentralmassiv bilden dabei eine Blockade, so daß die Polarluft ins Rhônetal, das zwischen diesen beiden Gebirgen liegt, gelenkt wird. Durch die Bündelung des Windes im Rhônetal und durch die großräumige Verengung einerseits zwischen Westalpen und Zentralmassiv sowie andererseits zwischen Zentralmassiv und Pyrenäen kommt es zu einer zusätzlichen düsenartigen Beschleunigung des Windes (Venturi-Effekt). Durch diese Kanalisierung können hohe Windgeschwindigkeiten von 50 – 75 km/h, in Spitzen von über 135 km/h entstehen. Im Jahre 1967 wurden auf dem Mont Ventoux Windgeschwindigkeiten von 320 km/h gemessen.Außerdem ist der Mistral sehr trocken, was die dann klare Sicht und den tiefblauen Himmel erklärt.

Ein Indiz für den sehr plötzlich einsetzenden Mistral sind zuvor die sehr auffälligen Lenticulariswolken.

In der Abbildung links unten sind die Tiefdruckgebiete nicht falsch gezeichnet, die Luftströmung verläuft tatsächlich gegen den Uhrzeigersinn (nördliche Hemisphäre) ins Tief hinein. Dadurch ergibt sich in dieser Konstellation ein geostrophischer Wind aus etwa nordwestlicher Richtung.

Vom Mistral betroffenes Gebiet

Die typische Mistral-Konstellation ist ein Hoch über der Biskaya und ein Tief im Golf von Genua. Diese Wetterlage verlangt nach Druckausgleich zwischen Nord und Süd. Wenn der Luftdruckunterschied 15 hP und mehr ausmacht, liegt Mistral in der Luft. Ein rosafarbener Sonnenuntergang mit Cirruswolken kündigt ihn an. Am nächsten Tag ist es so weit: Die Luft wird klar, und das Barometer steigt ein wenig. Der Mistral setzt ein. Das geschieht teilweise recht abrupt. Der Mistral tritt am häufigsten und stärksten im Winter auf, gefolgt von Frühjahr und Herbst, seltener kommt er im Sommer vor. Die durchschnittliche Dauer des Mistrals beträgt 3 bis 4 Tage.

Nicht selten bricht der Mistral urplötzlich herein und reicht bis weit in das westliche Mittelmeer und wird insbesondere im Golf von Lyon zu einer großen Gefahr für die Sportschifffahrt. Das Fliegen und Ballonfahren im Mistral sind wegen der hohen Windgeschwindigkeit und der starken Turbulenz sehr gefährlich. Über dem Wasser des Mittelmeeres erwärmt sich die Kaltluft schnell, steigt nach oben, und es bilden sich hier während des Mistrals häufig Schauer und Gewitter mit weiteren zusätzlichen Windböen.  

Mit den ersten Anzeichen eines sich ankündigenden Mistrals werden vor allem die Segelflieger aktiv. Ganze Heerscharen von Segelfliegern aus ganz Europa zieht es im Frühjahr zu den Leewellen in die Provence. Ihr Ziel ist der Wellenflug über den französischen Seealpen. Die Seealpen, insbesondere die in Ost-West-Richtung verlaufenden Berge beim Durance-Tal, sind ihr Dorado. Die quer und hintereinander zum Wind liegenden Hügelketten schaffen ein Wellensystem, das sich mit zunehmender Höhe und Windgeschwindigkeit aufschaukelt und die Segelflieger in fahrstuhlartigen Aufwinden phantastische Höhen von 9.000 m und mehr erreichen läßt. Nur der für den Linienflug reservierte Luftraum limitiert die hier möglichen Höhenflüge.

 

Böhmischer Wind

Der böhmische Wind ist ein lokales Windsystem, dessen böige, kalte Fallwinde die Kälte aus dem Böhmischen Becken nordwärts über die Pässe und Kämme des Erzgebirges und des Böhmerwaldes führen. Er kann ganzjährig in Bayern vom Oberpfälzer Wald bis zum Bayerischen Wald und in Sachsen vom Nordrand der Mittelgebirge bis zur Oberlausitz auftreten. Dieser Süd- bis Südostwind stellt sich ein, wenn über Osteuropa ein Hochdruckgebiet liegt, in dem die Luft großräumig absinkt, und sich gleichzeitig ein Tiefdruckgebiet über Westeuropa befindet. Wie stets, ist die Natur bestrebt, diesen Druckunterschied durch Wind auszugleichen, welcher dann vom hohen zum tiefen Luftdruck weht. Konkret sorgt der Druckgradient für diese Ausgleichströmung vom hohen zum tiefen Luftdruck. Je nach genauer Lage des Hochdruckzentrums ist entweder Bayern (Zentrum des Hochs über Tschechien) oder Sachsen (Zentrum über Slowakei) mehr betroffen.

Im Winterhalbjahr liegt bei stabilen Hochdruckwetterlagen, sog. Inversionswetterlagen (stabile Schichtung der Atmosphäre, bei der die Temperatur mit der Höhe zunimmt), oft über mehrere Tage feuchte Kaltluft unter trockenwarmer Luft in höheren Schichten. Im hohen oder höheren Bergland oberhalb der Inversion herrscht dann oftmals bestes Wetter mit Sonnenschein und milderen Temperaturen, meist sogar mit ausgezeichneter Fernsicht. Im Böhmischen Becken herrscht dann ein höherer Luftdruck als westlich davon. Der Luftdruck in Sachsen und Bayern ist, relativ gesehen, also niedriger. Das Böhmischen Becken kann sich bei solchen Wetterlagen mit einer 800 bis 1.000 m mächtigen Kaltluftschicht anfüllen. Aufgrund der Tatsache, daß kalte Luft schwerer ist als warme, sinkt sie zu Boden, so daß sich dort ein kleinräumiges Kältehoch bildet. Eine Durchmischung der Kaltluft mit den darüber liegenden Luftschichten findet nicht statt. Die lagernde Kaltluft neigt wegen des fehlenden Austauschs mit darüber liegenden Luftschichten vielmehr zu Nebel- und Hochnebelbildung. Wegen der umgebenden Randgebirge, die Böhmen von drei Seiten umgeben, kann die im Böhmischen Becken lagernde Kaltluft nicht ins angrenzende Sachsen und Bayern abfließen.

Irgendwann schwappt die kalte Luft aus dem "Kaltluftsee" über die Kammlagen. Beim Überstreichen der Böhmisch-Bayerischen oder Böhmisch-Sächsischen Grenzgebirge bricht sie dann als Fallwind in die angrenzenden Täler ein, wobei die Windgeschwindigkeit in den Durchbruchstälern durch Kanalisationseffekte talwärts zunimmt. Außerdem kann die dichtere und deshalb schwerere Kaltluft auch bei niedrigerer Inversionsobergrenze direkt in die Durchbruchtäler als kalter Fallwind abfließen, was diesen Prozeß noch verstärkt. Aufgrund des Gefälles fließt die Kaltluft im Tal selbst immer schneller, sodaß Sturmböen, teilweise sogar Orkanböen, auftreten können. Was im Sommer noch als böiger Wind mit abkühlender Wirkung empfunden wird, kann im Winter eher unangenehme Nebenwirkungen haben. Bei vorhandener frischer Schneedecke können sich nämlich innerhalb kurzer Zeit hohe Schneeverwehungen bilden. Insbesondere im Elbtal liegen dann die Temperaturen wegen der einfließenden Kaltluft deutlich niedriger als im Umland, im Winter herrscht oft Dauerfrost. Davon betroffen sind in Ostbayern besonders die Täler mit Ost-West-Ausrichtung, in Sachsen die Täler mit Südost-Nordwest-Ausrichtung, wie z.B. das Elbtal, oder Süd-Nord-Ausrichtung, wie die Täler von Spree und Neiße.

Die Ausgleichströmung des Böhmischen Winds hält so lange an, wie über dem Böhmischen Becken höherer Luftdruck herrscht, was im Winter mitunter ein bis drei Wochen dauern kann. Häufig haben auch heranziehende Warmfronten nicht die nötige Kraft, die lagernde Kaltluft auszuräumen. Erst eine Durchmischung der Luftmassen z.B. durch eine kräftige Kaltfront bringt den Böhmischen Wind schließlich zum Erliegen.

 

Föhn

Der Föhn ist ebenfalls ein lokales Windsystem. Föhn ist ein warmer Fallwind, der im Bereich hoher Bergketten bzw. Gebirge auftritt. Steigt feuchte Luft an der windzugewandten, der Luvseite der Berge auf, bilden sich durch die mit dem Aufsteigen einher gehende Abkühlung Wolken. Diese stauen sich entlang des Gebirgskamms und regnen oder schneien sich dabei ab, der sog. Stauniederschlag. Auf der anderen Seite des Gebirgskamms strömt die Luft sodann als turbulenter Fallwind talwärts. Weil sich die Luft auf ihrem Weg über die Berge eines Großteils ihrer Feuchtigkeit bereits entledigt hat, kann sie sich beim Absinken weitaus stärker erwärmen, als sie sich zuvor abgekühlt hat.

So kommt es, daß der Föhnwind durchaus um 10 - 15 °C höhere Temperaturen verursachen kann, als in in den wolkenverhangenen Staugebieten der Berge bei gleicher Höhnlage gemessen werden. Nicht selten rauscht der Föhnwind als regelrechter Föhnsturm mit voller Orkanstärke in die Täler hinab.

Auch der Föhn verursacht in den meist in Ost-West-Richtung verlaufenden Alpentälern Leewellen, die segelfliegerisch nutzbar sind.

Mehr steht im Kapitel Föhn.

 

Gletscherwind

Die Luft über einem Gletscher kühlt bis in Höhen von etwa 1500 ft GND ab. Daraus resultiert gegenüber der Umgebungsluft ein Dichte- und Druckunterschied, wodurch ein schwacher bis mäßiger "Gletscherwind" entsteht. Der Antrieb des Gletscherwinds ist damit das Gewicht der kalten Luft. Das macht den Gletscherwind zum katabatischen Fallwind. Er ist vom Gletscher zum Tal gerichtet und im Grunde völlig unabhängig von einer eventuellen Sonneneinstrahlung, so daß er auch an bedeckten Tagen weht.

Außerhalb der näheren Umgebung des Gletschers verflüchtigt sich der Gletscherwind rasch und ist dann für die Fliegerei belanglos. Der Segelflieger und der Höhe suchende Motorflieger wird deshalb aber den Einflußbereich der abfließenden Gletscherkaltluft meiden.

Gletscherwind

 

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