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Planetare Zirkulation

Die Atmosphäre unserer Erde ist kein statisches System. Ganz im Gegenteil: Überall in der Atmosphäre strömt es, sie ist dynamisch und ständig in Bewegung. Luftzirkulationen bestimmen unser Wetter und das Klima. Winde, Hoch- und Tiefdruckgebiete, alle diese Phänomene beruhen auf globalen Zirkulationen, deren Motor letztlich die Sonne ist. Dabei wird die Luft unserer Atmosphäre in transkontinentalem Maßstab bewegt. Ebenso stehen auch die Ozeane nicht still. Meeresströmungen wälzen Wasser in globalem Maßstab um, transportieren Nährstoffe und sorgen für den notwendigen Temperaturausgleich zwischen Polen und Äquator. Sowohl Luft als auch Wasser legen dabei riesige Entfernungen zurück. Aber wodurch entsteht diese ständige Bewegung und welche Auswirkungen hat sie?

In unseren Breiten kommt der Wind üblicherweise aus westlichen Richtungen. Aber nicht nur der Wind kommt aus Westen, ganze Hoch- und Tiefdruckgebiete ziehen von dort tagtäglich über uns hinweg. Der Grund für diese Luftbewegungen ist die globale atmosphärische Zirkulation. Diese ist maßgeblich an der Entstehung der verschiedenen Windsysteme beteiligt, sei es der Passat, der Monsun oder der bei uns häufige Westwind. Auch die Verteilung der Hoch- und Tiefdruckgebiete läßt sich anhand der globalen Zirkulation erklären.

Tiefdruckwirbel

 

Der Wind sorgt dabei für den Druckausgleich in der Atmosphäre. Mit dem Wind werden Feuchtigkeit, Aerosole und Wärme (latente und fühlbare) verteilt. Diese großräumige, zeitlich gemittelte Luftbewegung wird in der Meteorologie als Advektion bezeichnet. Die gesamte Troposphäre wird durch verschiedene Windsysteme horizontal und vertikal durchmischt. Die Durchmischung in der untersten Schicht bis 1 km Höhe, der sogenannten Mischungsschicht, erfolgt innerhalb von Minuten bis zu wenigen Stunden. Die Durchmischungen der gesamten Höhe der Troposphäre bzw. globale horizontale troposphärische Transporte geschehen innerhalb eines Zeitraums von mehreren Tagen bis Wochen.

Der Begriff der planetarischen oder globalen Zirkulation umfaßt alle atmosphärischen Zirkulationssysteme, die durch ihre Wechselwirkungen die gesamte Wetterdynamik der Erdatmosphäre bestimmen. Es handelt sich dabei aber gleichwohl nur um eine großskalige Modellvorstellung der atmosphärischen Zirkulation, also ein idealisiertes Bild, das beim derzeitigen Stand der meteorologischen Forschung so nicht abschließend verifiziert werden kann. Es ist daher zutreffender, in Bezug auf den Begriff der planetarischen Zirkulation nur von einer modellhaften Annäherung an die reale Atmosphärendynamik zu sprechen.

 

Antrieb der Zirkulation

Grundlegend für die den Windantrieb und damit für den Antrieb der Zirkulation der Luftmassen in der Atmosphäre ist die Sonne als Energiequelle, die den äquatornahen Regionen der Erde viel Energie pro Fläche zuführt, den polaren Regionen aber nur wenig. Das zeigt die Graphik rechts (siehe Sonneneinstrahlung). Dabei wird - vereinfacht ausgedrückt - die Luft in Äquatornähe erwärmt und steigt auf. Am Boden bildet sich dadurch ein Tief, die äquatoriale Tiefdruckrinne, in großer Höhe ein Hoch, wie die Graphik links unten zeigt.

unterschiedliche Erwärmung

innertropische Konvergenzzone

Indem die Sonneneinstrahlung am Äquator viel intensiver ist als an den Polen, müßte der Temperaturunterschied zwischen den Tropen und den Polarregionen ohne einen Austausch der Luftmassen im Laufe der Zeit eigentlich immer größer werden.
Dies ist jedoch offensichtlich nicht der Fall.

Vielmehr führt die unterschiedliche Erwärmung dieser Regionen zu unterschiedlich starker Konvektion. Das wiederum führt global und auch lokal große Unterschiede des Luftdrucks der unterschiedlich erwärmten Luftmassen in den verschiedenen Regionen.

Die Druckgradientkraft setzt schließlich die Luft von Regionen mit hohem zu Bereichen mit tiefem Druck in Bewegung, um die Druckunterschiede auszugleichen. Global gesehen, herrscht nahe des Äquators in der oberen Troposphäre hoher Druck und an den Polen tiefer Druck. So sind die hohen äquatorialen Luftmassen bestrebt, polwärts zu strömen (siehe "Vereinfachtes Zirkulationsmodell").

Sobald sich eine Luftmasse aber bewegt, wirken auf sie verschiedene atmosphärische Kräfte ein. Eine wichtige Rolle spielt dabei die Corioliskraft, welche die Luftmasse von ihrem direkten Weg vom hohen zum tiefen Druck nach rechts ablenkt. Global gesehen verlaufen Höhenwinde aufgrund der Corioliskraft in etwa entgegengesetzt zu den Bodenwinden, denn im Rahmen der planetarischen Zirkulation strömt warme Luft aus den Tropen in Richtung der Pole. Aufgrund der Corioliskraft wird sie dabei in östlicher Richtung abgelenkt, so daß in der Höhe starke westliche Winde (Jetstream) vorherrschen. Die am Boden zurückströmende polare Kaltluft wird durch die Corioliskraft in westliche Richtung abgelenkt (polarer Ostwind). Deswegen weht der Jetstream nicht direkt vom hohen zum tiefen Druck von Süd nach Nord, sondern wird durch die Corioliskraft in eine West-Ost-Richtung umgelenkt. Weitere Kräfte, welche die Bewegung der Luftmassen bestimmen und hauptsächlich bei vertikalen Luftbewegungen in Erscheinung treten, sind die Schwerkraft und die Auftriebskraft. Die Schwerkraft zieht die Luftmassen Richtung Boden. Die Auftriebskraft bewirkt dagegen, daß die Luft sich von der Erdoberfläche fortbewegen, also in die Höhe zu steigen kann. Dies geschieht, wenn eine Luftmasse sich erwärmt. Durch die intensive Sonneneinstrahlung an warmen Tagen werden bodennahe Luftpakete aufgewärmt. Sie werden labil und steigen nach oben. Vertikale Luftbewegung wird auch als Konvektion bezeichnet. Wenn es bei dem Anstieg zur Kondensation kommt, so wird wieder Wärme freigesetzt: dann steigen die Luftpakete erst recht weiter in die Höhe. Dieser Vorgang ist ein wichtiger Antrieb für die Bildung von Cumuluswolken oder von tropischen Wirbelstürmen. Die stärksten Winde treten bei großen Druckunterschieden auf kurzer Distanz auf. Daher bildet sich der starke Höhenwind "Jetstream" gerade dort aus, wo warme Luftmassen mit hohem Druck auf kalte Luftmassen mit tiefem Druck treffen.

Zwischen den subtropischen Hochdruckzellen und dem Polarfrontjet bildet sich auf beiden Hemisphären eine Westwindzone aus, in deren Bereich unter dem Einfluß des Jetstreams dynamische Tiefdruckgürtel für einen Großteil des Energieaustauschs zwischen den warmen tropischen/subtropischen und den kalten polaren Luftmassen sorgen. In den Polarregionen stellen sich als Ausgleichsströmung zum tiefen Luftdruck der mittleren Breiten bodennahe Ostwinde ein. Auf diese Weise findet der Luftmassen- und damit Energieaustausch zwischen den äquatorialen und polaren Breiten in Form von drei meridionalen Zirkulationszellen statt, der Hadley-Zelle, der Ferrel-Zelle und der polaren Zelle.

Die Folge ist schließlich eine ständige, ausgleichende Durchmischung der Atmosphäre durch die globalen Zirkulationsvorgänge  - die Windsysteme unseres Planeten dienen quasi als "Klimaanlage".

In Bodennähe wirkt der Windkraft noch eine weitere Kraft entgegen, die den Wind abbremst. Das ist die Reibungskraft. Direkt am Boden ist die Reibungskraft besonders groß und die Windgeschwindigkeit ist deswegen gleich Null.

Die Grundlagen zur Entstehung des Windes werden im Kapitel Wind behandelt. Die Rolle der beteiligten Luftmassen ist im Kapitel Luftmassen dargestellt.

 

 

vereinfachtes Zirkulationsmodell

Vereinfachtes Zirkulationsmodell

Die warme Luft vom Äquator gelangt als Höhenströmung nord- bzw. südwärts bis zu den Polen, kühlt sich ab und sinkt zur Erdoberfläche. Von dort strömt sie nahe der Erdoberfläche wieder zurück zum Äquator. So entsteht an den Polen am Boden das Polarhoch und in größerer Höhe ein Tiefdruckgebiet. Das Temperaturgefälle zwischen Tropen und Polarregionen hat daher ein Luftdruckgefälle zur Folge (Bild links):

  • Am Äquator steigt erwärmte Luft auf.
  • In Bodennähe strömt kältere Luft zum Äquator nach.
  • Die Erddrehung verursacht die Corioliskraft, welche diese Luftströmung auf der Nordhalbkugel nach rechts und auf der Südhalbkugel nach links abgelenkt, weshalb die äquatorwärts strömende oberflächennahe Luftmasse auf der Nordhalbkugel zum Nordostwind, auf der Südhalbkugel zum Südostwindwird (Bild rechts).
  • In der Höhe kommt es ebenso zu Ausgleichsströmungen: Luftmassen, die über dem Äquator aufgestiegen sind, strömen in der Höhe polwärts. Am Pol in der Höhe ankommende Luftmassen sinken dort ab.
vereinfachte Zirkulation

Dieses einzellige Zirkulationsmodell wurde zuerst von dem englischen Meteorologen George Hadley im 17. Jahrhundert vorgeschlagen.

 

Trizirkulares Strömungsmodell

Die Erde rotiert aber und ihre Achse ist zudem nicht genau senkrecht zur Richtung der Sonnenstrahlung steht. Außerdem findet sich deutlich mehr Landmasse auf der Nordhalbkugel als auf der Südhalbkugel. Dies alles ist von wesentlichem Einfluß auf die realen weltweiten Strömungsverhältnisse und macht sie gegenüber dem einfachen Hadley-Modell um einiges komplexer. Anstelle einer einzigen Strömungszelle nimmt man im globalen Strömungsmodell heute für jede Hemisphäre drei Zirkulationszellen an. Bei diesen drei Zellen handelt es sich um die tropische Zelle (auch Hadley-Zelle genannt), die Zelle der mittleren Breiten (Ferrel-Zelle) und die polare Zelle. Tatsächlich ist auch diese Darstellung noch zu einfach, aber als Annäherung an die realen Verhältnisse führt dieses Modell mit 3 Zirkulationszellen zu brauchbaren Ergebnissen:

Globale Zirkulation
  • Eine Zirkulationszelle erstreckt sich vom Äquator aus bis zum 30. Breitengrad süd- und nordwärts. Luftmassen, die in der Höhe vom Äquators aus polwärts strömen, sinken wegen der polwärtigen Flächenkonvergenz der Erde größtenteils spätestens bei rund 30° Breite wieder ab. Das verursacht den subtropischen Hochdruckgürtel, in dessen Bereich viele Trocken- und Wüstengebiete der Erde liegen. Am Boden strömt diese Luft dann wieder in Richtung Äquator. Diese Zirkulation bildet die sog. Hadley-Zelle.
  • Ein zweites Zirkulationssystem liegt über den Polen. Hier fließt kalte Luft in Bodennähe äquatorwärts nach Süden, erwärmt sich dabei und steigt in Höhe des 60. Breitengrades wieder in die Höhe. Dies führt zur subpolaren Tiefdruckrinne. Hier entstehen die polaren Tiefdruckgebiete. In der Höhe strömt diese Luft wieder zum Pol zurück. Diese Zirkulation bildet die sog. polare Zelle.
  • Zwischen der polaren und der tropischen thermischen Rotationszelle jeder Hemisphäre liegt die Zirkulationszelle der gemäßigten Breiten als drittes, gegenläufiges Zirkulationssystem. Sie hat ihren absinkenden Ast im Bereich des subtropischen Hochdruckgürtels, der aufsteigende Luftstrom liegt im Bereich des polaren Tiefdruckgürtels. Dieses sind die Ferrel-Zellen.

Sowohl auf der Nord- als auch auf der Südhalbkugel finden sich dementsprechend 3 bodennahe Windsysteme:

  • Passatwinde in den niederen Breiten; auf der Nordhalbkugel als Nordostpassat, als Südostpassat auf der Südhalbkugel (Hadley-Zellen).
  • Westwinde in den gemäßigten oder mittleren Breiten, da polwärts strömende Luftmassen wegen der Corioliskraft westliche Winde ergeben (Ferrel-Zellen oder Westwinddrift bzw. Westwindzone).
  • Polare Ostwinde in den Polarzellen.

Dieses gesamte Zirkulationssystem ist dabei nicht stationär, sondern verschiebt sich mit den Jahreszeiten. Herrscht auf der Nordhemisphäre Sommer, verschieben sich alle drei Rotationszellen nach Norden. Im Winter verlagern sich die drei Systeme wieder nach Süden.

Wie gesagt, auch dieses dreizellige Modell der globalen Zirkulation nur eine stark vereinfachte Beschreibung der tatsächlichen Verhältnisse. Wir wissen ja, daß wir in unseren Breiten bei weitem nicht nur Westwinde haben.

 

Zirkulation der Luftmassen

Der globale Wärmeaustausch erfolgt in der Troposphäre durch den Transport der Luftmassen in den drei oben genannten Zirkulationszellen. Angetrieben durch die Unterschiede in der solaren Einstrahlung ist ihre konkrete Ausprägung letztlich abhängig von der Stärke der Corioliskraft und des meridionalen (d.h. parallel zu den Längenkreisen oder Meridianen verlaufenden) Temperaturgradienten und damit von der geographischen Breite. In den Tropen sind sowohl der meridionale Temperaturgradient als auch der Einfluß der Corioliskraft klein, so daß sich eine relativ ungestörte konvektive Zirkulation ausbilden kann (Hadley-Zirkulation, Hadley-Zelle). Dabei steigt Luft im Bereich stärkster Erwärmung, in sog. hot towers, konvektiv auf, zum Teil bis in die Stratosphäre. Dabei kommt es zu Tropopausenbrüchen. An deren Rand befinden sich die schon genannten Luftdruckgürtel. Die Hadley-Zellen sind direkte, thermisch von der Sonneneinstrahlung angeregte Zirkulationen um eine horzontale Achse, während die Ferrel-Zellen indirekte, dynamisch angeregte Zirkulationen um eine vertikale Achse sind. Da Mitteleuropa im Bereich dieser dynamischen Zellen liegt, wird unser Wetter von ihnen und den damit herangeführten Hoch- und Tiefdruckgebieten bestimmt. Das gestaltet unser Wetter so wechselhaft.

Wie zirkuliert nun die Luft innerhalb der Zirkulations-Zellen?

Am Äquator steigt die Luft in der innertropischen Konvergenzzone (ITCZ) auf. Die im Zenit stehende Sonne erwärmt die Erd- bzw. Meeresoberfläche intensiv (siehe Sonneneinstrahlung). Diese geben die Wärme an die darüber liegende Luft ab, so daß sich diese ebenfalls erwärmt. Warme Luft dehnt sich aus, wird dadurch weniger dicht, d.h. leichter und steigt deshalb auf (Konvektion). Über dem Meer nimmt die Luft viel Feuchtigkeit auf, zumal warme Luft ohnehin viel mehr Feuchtigkeit aufnehmen kann als kalte (Luftfeuchte). Während ihres Aufstieges kühlt sich die Luft entsprechend der wirksam werdenden Temperaturgradienten ab und - da kühlere Luft weniger Wasser speichern kann als wärmere - bilden sich aus dem überschüssigen, ausgeschiedenen Wasser nun Wolken, aus denen dann der nachmittägliche tropische Starkregen fällt. Die Obergrenze der vertikalen Luftströmung bildet die Tropopause. Durch die Coriolis-Kraft erfährt dabei die Höhenströmung eine Ablenkung in östlicher Richtung, welche ihren Höhepunkt im sogenannten Subtropenjet findet.

Jenseits von ca. 15° Breite beginnt die Luft wieder abzusinken, um bodennah zum Äquator zurückzufließen. Im Jahresmittel reicht der Einfluß der Zellen bis etwa 35° Breite. Der Bereich, in dem die Luftmassen zur Erde zurücksinken, bildet den subtropischen Hochdruckgürtel mit seinen stabilen Hochdruckgebieten, wie z.B. das Mitteleuropa vor allem im Sommer häufig beeinflussende Azorenhoch. Da sich absinkende Luft erneut trockenadiabatisch erwärmt, kann sie wiederum mehr Wasser aufnehmen. In der Höhe fehlt aber die Möglichkeit zur Feuchtigkeitsaufnahme. Durch die tropischen Regengüsse hat sie aber schon viel Feuchtigkeit verloren, so daß die ohnehin schon trockene Luft jetzt sehr trocken wird. Die Ausbildung von Trockenzonen mit mehr oder weniger großen Wüsten in diesem Bereich wird somit verständlich.

Zirkulationszellen

 

Luftmassenzirkulation

Ein Teil der Luft jenes Trockengürtels fließt dann bodennah zurück zum Äquator, wobei sie diesmal von der Coriolis-Kraft nach Westen abgelenkt und so zum tropischen Nordostpassat auf der Nordhalbkugel bzw. zum Südostpassat auf der Südhalbkugel wird. Der andere Teil strömt polwärts und mündet in die Westwindzone. Dieser Vorgang bildet die tropischen Hadley-Zellen. Das Zusammentreffen der südlichen und nördlichen Passatwinde kennzeichnet die sogenannte innertropische Konvergenzzone (ITCZ). An die Zone der Passatwinde schließt sich polwärts der subtropische Hochdruckgürtel ("Roßbreiten") an mit häufiger Windstille und stabilen Hochdruckgebieten an (z.B. das Azorenhoch).

Es gibt also 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 rechts "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.

Luftverwirbelung im Lee von Guadalupe

Zwischen den Hadley-Zirkulationssystemen und den polaren Zellen ergeben sich so die Ferrel-Zellen. Die mittleren Breiten (etwa 35° bis 70°) sind durch ein starkes meridionales Temperaturgefälle (ca. 3 - 10 K pro 1.000 km) gekennzeichnet. Unter Einwirkung der Coriolis-Kraft führt dies zur Ausbildung eines kräftigen, westwärts gerichteten thermischen Windes (Zone der Westwinddrift). Was nun passiert kann man in jedem Bach beobachten: Wenn Wasser schnell fließt, bilden sich leicht Verwirbelungen und Strudel. Das gilt erst recht, wenn sich im Wasser ein Stein oder ein anderes Hindernis befindet. Dann entstehen in Fließrichtung dahinter quasi ortsfeste Wirbel. Ebenso verhält es sich mit dem Wind. Luft ist nämlich dem Wasser in seinem Strömungsverhalten sehr ähnlich. Auch in diesem Westwind entstehen also Verwirbelungen und Strudel. Sucht man entsprechende Hindernisse in dieser Westwindströmung, finden sich zwei geographischen Gegebenheiten, die für unser Wetter relevant sind: die Rocky Mountains und die Spitze von Grönland. Der Westwind kann um die Gebirge nicht herum, sondern muß drüber hinweg wehen. Dadurch erhöht sich seine Geschwindigkeit und die Wirbel entstehen. Diese gehen mal in Richtung der Pole mal in Richtung Äquator und nehmen von dort warme oder kalte Luft mit. Dadurch schaffen sie letztlich die noch fehlende Verbindung zwischen dem 30. und 60. Breitengrad. Obwohl diese Wirbel (Tiefs) ganz zufällig entstehen, ist in einigen Regionen doch einer Häufung zu beobachten. Weht der Westwind an der Spitze von Grönland vorbei, bildet sich dort regelmäßig ein besonderer, quasi stationär entstehender Wirbel, das Islandtief.

Verglichen mit der Hadley-Zirkulation ist die Strömung in den mittleren Breiten deshalb sehr unbeständig. Nur im langfristigen Mittel wird erkennbar, daß die Luftströmung einem großräumigen Muster (Ferrel-Zirkulation) folgt. Großräumige wellenförmige Störungen in der Westwinddrift (barotrope und barokline Wellen, Rossby-Wellen) führen zur Ausbildung von Tief- und Hochdruckgebieten (Zyklogenese), die das Wettergeschehen in unseren mittleren Breiten maßgeblich bestimmen. An dieser Westwinddrift entlang wandern diese Druckgebiete von West nach Ost, die je nach Charakterisierung als zyklonal oder antizyklonal abwechselnd Regen oder Sonnenschein bringen. Hitzeperioden im Sommer können häufig abrupt von Temperaturstürzen wieder beendet werden. Auf der Vorderseite der Zyklonen werden mit den Winden aus Süden warme Luftmassen nach Norden und auf ihrer Rückseite kalte Luft nach Süden verfrachtet. Ein Teil der in der subpolaren Tiefdruckrinne aufgestiegenen kalten Luft gelangt in größeren Höhen bis zum subtropischen Hochdruckgürtel und sinkt dann dort ab, von wo wieder ein Teil zur subpolaren Tiefdruckrinne zurück strömt. Die Tiefdruckgebiete unserer Breiten sind demnach eigentlich nicht als "Störungen" anzusehen, vielmehr sind sie wesentliche Bestandteile der globalen allgemeinen Zirkulation. Hierauf wird im Kapitel Polarfront näher eingegangen.

Wind-/Druckgürtel der Erde

Die polaren Zellen sind nicht nur weniger ausgeprägt, sondern auch weniger beständig. Angetrieben durch eine großräumige Abkühlung der Luft über den Eisflächen bilden sich über den Polargebieten Zirkulationssysteme mit bodennah westwärts und in der Höhe ostwärts gerichteten Winden aus. Bedingt durch die Ausstrahlung kühlt sich die Luft dort stark ab. Sie wird dadurch dicht und schwer, sinkt ab und fließt am Boden auseinander, wobei sie wiederum durch die Ablenkung der Corioliskraft  auf der Nordhalbkugel eine nordöstliche Komponente erhält. Zum Ausgleich wird in der Höhe wieder Luft aus niederen Breiten herangeführt. Die bodennahen zirkumpolaren Ostwinde werden auch als sog. Fallwinde (katabatische Winde) bezeichnet. Zwischen der polaren Zirkulation und der Zone der Westwinddrift entstehen im Bereich der sogenannten Polarfront im Tropopausenbereich Windströmungen mit bis zu 100 km/s, die sogenannten Polarjets.

Diese globalen Zirkulationssysteme sind aufgrund der unterschiedlichen Verteilung von Landmassen und Meeresflächen auf der Südhalbkugel klarer ausgeprägt wie im Norden. Dabei ist die ITCZ einerseits eine effektive Barriere für den meridionalen Luftaustausch, während sie andererseits mit ihrer jahreszeitlichen Verlagerung zugleich wesentlich zur Vermischung der Luftmassen beider Hemisphären beiträgt. Sie ist außerdem die Ursache für die in den Tropen und Subtropen auftretenden Monsun-Regenfälle. Ein weiteres wichtiges, saisonales Phänomen auf der Südhemisphäre sind die Southern Oscillations, die mit dem El Niño-Phänomen verbunden sind.

Derartige Zirkulationen finden aber nicht nur in der Troposphäre, sondern auch in der Stratosphäre statt. Die stratosphärische Zirkulation ist aber wegen ihrer stabilen Schichtung (atmosphärische Schichtung) wesentlich gleichmäßiger als die der Troposphäre. Zugleich führt die unterschiedliche solare Einstrahlung in Verbindung mit der stratosphärischen Strahlungsheizung zu großen hemisphärischen Unterschieden: Im Sommer liegen daher über der troposphärischen Westwinddrift stratosphärische zirkumpolare Ostwinde, während auf der jeweiligen Winterhalbkugel auch in der Stratosphäre ein (thermischer)  vorherrscht. Wesentlich für das Entstehen des sog. Ozonlochs ist der stratosphärische polare Winterwirbel (polar vortex), der vor allem über der Antarktis sehr stabil ist. Eine vertikale Zirkulation durch die Tropopause erfolgt nur durch die Tropopausenbrüche (Jetstream, Hadley-Zelle) und das saisonale Heben und Senken der Tropopause mit einer mittleren Austauschzeit von ein bis zwei Jahren. Die Windgeschwindigkeiten in der unteren Stratosphäre nehmen mit der Höhe ab und steigen erst in der hohen Stratosphäre wieder an, bis sie in der Mesosphäre Maxima von bis zu 350 km/h (z.B. im Polarnachtjet) erreichen.

 

Zirkulationszellen und Klimazonen

Die Zirkulationszellen, d.h. die aufsteigende bzw. absinkende Luft an den Rändern der Zellen bedingen also ganz bestimmte Klimaverhältnisse in den jeweiligen Breiten (Klimazonen).

  • Innertropische Konvergenzzone  - ITCZ
    Die innertropische Konvergenzzone (Intertropical Convergence Zone - ITCZ) ist eine Zone um den Äquator, wo aufgrund der starken Sonneneinstrahlung eine kräftige Konvektion stattfindet. Sie umschließt den Erdball mit einem Gürtel von Tiefdruckgebieten, welche täglich eine starke Gewittertätigkeit (Wärmegewitter) entwickeln.
    Mehr dazu steht im Kapitel ITCZ.
  • Hadley-Zelle - tropische Zelle
    Die Luft bewegt sich von niederen Breiten (Hochdruckgebiete über dem Wüstengürtel) an der Erdoberfläche in Richtung des Äquators, wird in der Äquatorregion durch die Erwärmung nach oben transportiert und strömt in der Höhe wieder polwärts zurück, um am 30. Breitengrad abzusinken. Durch das Absinken trocknet die Luft aus und bildet den Wüstengürtel. Diese Strömungszelle (Konvektionszelle) bestimmt tropische und subtropische Klimate.
    Mehr dazu steht im Kapitel Hadley-Zelle.
  • Ferrel Zelle - Zelle der mittleren Breiten
    Die Zirkulationszelle der mittleren Breiten wurde im 19. Jahrhundert nach Ferrel benannt. In diesen Zellen fließt die Luft an der Erdoberfläche in Richtung der Pole und ostwärts, d.h. der Wind kommt aus Westen (Westwinde unserer Breiten). In der Höhe strömt die Luft wieder in Richtung Äquator und westwärts zurück. Sie bestimmt das wechselhafte Wetter in Mitteleuropa.
    Mehr dazu steht im Kapitel Ferrel-Zelle.
  • Polare Zelle
    In der Höhe strömt Luft in Richtung der Pole. Über den Polen sinkt sie ab und sorgt für ein polares Hochdruckgebiet. An der Erdoberfläche strömt die Luft von den Polen ausgehend zurück. Die Oberflächenwinde in den polaren Zellen kommen aus östlicher Richtung (polare Ostwinde).
    Mehr dazu steht im Kapitel Polar-Zelle.
Zirkulationszellen und Klima

Haupt-Windgürtel der Erde

Auf der Nordhalbkugel lenkt die Corioliskraft alle horizontalen Luftströmungen nach rechts ab, weshalb in allen drei Zirkulationszellen die Strömungsrichtung der Luft eine Rechtskurve beschreibt. Dies führt an der Erdoberfläche zu den drei Hauptwindgürteln in jeder der beiden Hemisphären:

  • östliche Passatwinde (engl.: trade winds) in den Tropen (Passatwindzone)
  • vorherrschende Westwinde in mittleren Breiten (Westwindzone)
  • polare Ostwinde.

Die Lage der genannten Windzonen ist im Schaubild oben im Abschnitt Trizirkulares Strömungsmodell dargestellt.

Da Landmassen die Luftströmungen stärker bremsen als Wasserflächen, sind die planetaren Winde auf der Südhalbkugel entsprechend stärker. Insbesondere die Brüllenden Vierziger, die Westwinde um den 40. Breitengrad Süd, sind als Beispiel zu nennen.

Innertropische Konvergenzzone (ITCZ)

Als Doldrums bezeichnet man die windarme Region in der Nähe des Äquators, wo sich die Passatwinde der Nord- und der Südhalbkugel treffen. Hier befindet sich die sog. innertropische Konvergenzzone (ITCZ - intertropical convergence zone). Feucht-heißes Wetter bestimmt diese Region in der auch die tropischen Regenwälder lokalisiert sind. Sie wandert mit dem Sonnenstand der Jahreszeiten im Januar nach Süden im Juli nach Norden, wodurch sich auch die Zirkulationszellen entsprechend verschieben.
Mehr dazu steht im Kapitel ITCZ.

globale Zirkulation

Rossbreiten

Als Rossbreiten (engl.: horse latitudes) bezeichnet man die Region zwischen den Passatwinden und dem Westwindgürtel bei rund 30° Breite. An der Polseite der Hadley-Zelle sinken die Luftmassen ab, erwärmen sich dabei und werden aufgrund der erhöhten Aufnahmefähigkeit an Wasserdampf sehr trocken, nachdem sie sich im Bereich der ITCZ bereits ausgeregnet haben. Es entsteht ein Hochdruckgebiet, das im Innern nur wenig Luftbewegung erzeugt. Der Wind ist hier häufig nur schwach. Auf den Kontinenten bildet sich die heiße Zone der Wüsten.

Der Name stammt aus der Zeit der Segelschiffe. Diese mußten hier oft ihre Pferde schlachten oder über Bord gehen lassen, da wegen des geringen Windes die Segelschiffe in der Flaute liegen blieben und es infolgedessen an Wasser und Futter mangelte. Diese Breiten werden deshalb seit den ersten Atlantiküberquerungen Rossbreiten genannt. Eventuell ist dies nur eine Legende, veranschaulicht aber das Problem für die Segelschifffahrt. Diese Rossbreiten mussten aber unbedingt durchquert werden, um für die Rückfahrt die Westwinddrift nutzen zu können.

Die Region umfaßt damit den subtropischen Hochdruckgürtel. Der nordhemisphärische, subtropische Hochdruckgürtel hat großem Einfluß auf das Wettergeschehen in unseren Breiten. Zu diesem Hochdruckgürtel gehört auch das bekannte Azorenhoch, das in Mitteleuropa für Schönwetterlagen, aber im Zusammenhang mit dem Islandtief auch für die immer wiederkehrenden Westwindwetterlagen mit meist wechselhaften und windigen Charakter verantwortlich ist.

Polarfront

Als Polarfront wird die Grenzfläche zwischen den entgegengesetzt strömenden Luftmassen der polaren Kaltluft und der subtropischen Warmluft verstanden. Sie liegt zwischen den polaren Ostwinden und der Westwind-Zone. Anders als die wetterwirksamen Fronten der Tiefdruckgebiete trennt die Polarfront zwei Hauptluftmassen, weshalb sie auch als klimatische Front bezeichnet wird. Sie ist nicht als gleichmäßiger Gürtel ausgebildet, sondern verschiebt sich mit dem großräumig unterschiedlichen Vordringen polarer und warmer Luftmassen nach Süden bzw. Norden in den sog. Rossby-Wellen. Die Polarfront ist als Verwirbelungszone das Ursprungsgebiet der das Wettergeschehen bestimmenden dynamischen Tiefdruckgebiete in den höheren Mittelbreiten .

Druckgürtel der Erde

Druckgürtel der Erde

Mit dem Modell der drei großen Zirkulationszellen gehen vier Druckgürtel einher:
(siehe links Abbildung a)

  • Äquatorialer Tiefdruckgürtel
    Eine Zone niedrigen Drucks an der innertropischen Konvergenzzone. Hier steigt die am Äquator aufgeheizte feuchte Luft auf und bildet dadurch einen Ring von Tiefdruckgebieten am Boden aus. Während des Aufsteigens der Luft kondensiert diese zu Wolken und es kommt häufig zu starkem Regen (tropische Regenwälder).
  • Subtropischer Hochdruckgürtel
    Ein Gürtel von Hochdruckgebieten ist mit der über den Rossbreiten absinkenden Luft verbunden. Die Luft kühlt in der Höhe ab und sinkt zu Boden, wo sie einen Bereich hohen Drucks erzeugt mit klarem Himmel und sehr wenig Regen. Die absinkende Luft ist trocken und führt zur Wüstenbildung. Das bekannteste dieser Hochdruckgebiete ist das Azorenhoch.
  • Subpolarer Tiefdruckgürtel
    Ein Gürtel von Tiefdruckgebieten, welche mit der Polarfront verbunden sind.
  • Polarer Hochdruck
    Ein Hochdruckgebiet, das durch das Absinken dichter Kaltluft über den Polen erzeugt wird.

Auch diese Beschreibung ist aber nur eine Annäherung an die tatsächlichen Verhältnisse und gibt nur die vorherrschenden Luftströmungen in idealisierter Weise wieder. In der Realität sind die Winde nicht stetig und die Druckzonen nicht gleichförmig und nicht ortsfest. Durch den Einfluß der Landmassen werden die Druckzonen vielmehr unterbrochen und in zeitweilige Hoch- und Tiefdruckzellen geteilt (siehe oben Abbildung b).

Die Zirkulationsprozesse

Druckgürtel
mittlere Breitenlage
Windgürtel
äqatoriale Tiefdruckrinne
0° – 5°
äquatoriale Westwinde (bis ~ 3 km);
z.T. Mallungen, (darüber Urpassat bis ~10 km)

 

5° – 25°
Passate / trop. Ostwinde (= Urpassat);
(bis max. 10 km)
subtropischer Hochdruckgürtel
25° – 30°
„Roßbreiten“ (schwache Winde) oder gar
Calmenzone (Windstille);

 

30° – 55°
außertropische Westwinde
(planetarische Frontalzone)
subpolare Tiefdruckfurche
55° - 65°
wechselnde Winde

 

65° - 80°
polare Ostwinde (bis ~ 3 km)
polares Kältehoch
80° - 90°
Ostwinde

Die großräumigen horizontalen und vertikalen Zirkulationsprozesse werden von den jahreszeitlichen Intensitätsänderungen des Wärmehaushaltes der Atmosphäre in den unterschiedlichen Breiten, den daraus folgenden Druckgegensätzen sowie durch den Drehimpulsaustausch zwischen Erde und Atmosphäre angetrieben. Im Jahresmittel ergibt sich daraus für die Fläche zwischen 40° Breite bis zu den Polen ein Wärmedefizit, zwischen 40° Breite und dem Äquator ein Wärmeüberschuss. Ohne den horizontalen Wärmeaustausch durch die atmosphärischen Zirkulationsprozesse würde sich zwischen diesen Bereichen eine Temperaturdifferenz von im Jahresmittel rd. 120 °C ergeben. Durch die Wärmetransporte der planetaren Zirkulationsprozesse wird sie auf ca. 50 °C reduziert, das sind etwa 5 °C/1.000 km. Insgesamt erfolgen knapp 70 % der globalen Wärmetransporte durch Luftbewegungen. Diese bestehen zu 65 % aus dem Transport von fühlbarer Wärme und zu 35 % aus dem Transport latenter Wärme. Über 30 % der globalen Wärmetransporte leisten die Strömungen der Ozeane.

 

In den Polarregionen verliert die Luft mehr Wärme als ihr zugeführt wird. Das Resultat ist eine starke Abkühlung der Luft mit einer gleichzeitigen Zunahme der Luftdichte. Aufgrund der Schwerkraft sinkt diese kalte Luft aus der Höhe ab. Dadurch bildet sich am Boden Hochdruckgebiet, denn die absinkende Luft wird in der Höhe fortlaufend durch Luft ersetzt, welche aus niedrigeren Breiten polwärts nachströmt, während sich in der Höhe ein Tief ausbildet. Diese Höhenströmung wird infolge der Corioliskraft auf der Nordhalbkugel nach rechts, auf der Südhemisphäre nach links zu Höhenwestwinden umgelenkt. Die Luft am Boden strömt mit solch geringer Geschwindigkeit aus dem polaren Bodenhoch äquatorwärts, daß sich großflächig eine relativ einheitliche polare Luftmasse ausbildet. Durch die Reibung an der Erdoberfläche und die Corioliskraft wird die Luft so abgelenkt, daß sie aus nordöstlicher bzw. südöstlicher Richtung äquatorwärts strömt (polare Nordostwinde, siehe oben Abbildung b). Die kalte Polarluft trifft in etwa am Polarkreis auf die vergleichsweise wärmere Luft der gemäßigten Breiten, die sie infolge ihrer größeren Dichte vom Boden soweit abhebt, daß diese von den zirkumpolaren Höhenwestwinden polwärts verfrachtet werden kann. Dieser Grenzbereich zwischen den entgegengesetzt fließenden Luftmassen der polaren Kaltluft und der subtropischen Warmluft bildet die Polarfront.

Zirkulationsmodell

Der Hintergrund dieses Geschehens ist, daß in den äquatorialen Breiten die kurzwellige Sonneneinstrahlung die langwellige Ausstrahlung überwiegt. Die Luft erwärmt sich folglich an der Erdoberfläche, dehnt sich aus und steigt auf, was am Boden zur Ausbildung der äquatorparallel verlaufenden äquatorialen Tiefdruckrinne (ITCZ) führt. Dieser konvektive Luftaufstieg wird in der Höhe durch die Tropopause im 100 hPa-Niveau begrenzt.

Dabei ist das 100 hPa-Niveau der Tropopause vom Äquator zu den Polen hin geneigt. Über der tropischen Warmluft am Äquator liegt es in einer Höhe von 14 - 16 km, über den Polen wegen der geringen Dichte der polaren Kaltluft aber schon in einer Höhe von nur 7 - 9 km. Durch die globalen Zirkulationsvorgänge in der Höhe befinden sich über den Polen ganzjährig Höhentiefs (Polar-Zelle), über dem Äquator Höhenhochs (Hadley-Zelle). Die aus den äquatorialen Breiten zu den Polen gerichteten Höhendruckgradienten verursachen deshalb auf beiden Hemisphären polwärts gerichtete Höhenströmungen, welche infolge der Corioliskraft nach rechts bzw. links zu west-ost gerichteten Gradientwinden abgelenkt werden. Diese Gradientwinde umströmen ganzjährig die polaren Höhentiefs und erreichen dabei an der äquatorseitigen Begrenzung der polaren Luftmassen, der Polarfront, maximale Geschwindigkeiten. Entlang dieser Luftmassengrenze bildet sich die als Polarfrontjet bzw. Polar-Jetstream oder Polarfrontstrahlstrom bezeichneten Höhenströmungen.

Die äquatorialen Höhenhochs sind über den wärmsten Gebieten der Tropen am intensivsten und werden antizyklonal umströmt. Auf der dem Äquator zugewandten Seite der Höhenhochs wird dadurch in der Höhe eine starke Ostströmung gebildet, die häufig als Tropen-Jetstream (Tropical Easterly Jet) bezeichnet wird und die äquatoriale Tiefdruckrinne (ITCZ) überlagert. Die polseitigen Begrenzungen der äquatorialen Höhenhochs bilden west-ostgerichtete Gradientwinde, die sich aus dem polwärts gerichteten Druckgradienten und infolge der Corioliskraft durch Rechts- bzw. Linksablenkung bei etwa 20 - 30° Breite auf beiden Erdhalbkugeln ergeben. Durch den Drehimpulstransport dieser zunächst polwärts gerichteten Strömung erreichen diese Gradientwinde hohe Geschwindigkeiten. Diese beiden Starkwindbänder werden als Subtropenjets oder Subtropen-Jetstreams bezeichnet. In den Bereichen zwischen den Subtropenjets und den Polarfrontjets beider Hemisphären entstehen als Folge des polwärts gerichteten Höhendruckgradienten unter der Einwirkung der Corioliskraft ebenfalls west-ost gerichtete Gradientwinde, welche die außertropische Westwindzirkulation bilden.

Die Warmluft, die in der äquatorialen Tiefdruckrinne aufsteigt, erreicht im Tropopausenniveau die tropische Höhenostströmung, den Tropen-Jetstream. Dieser führt die Luft zunächst äquatorparallel in westliche Richtung, bevor sie durch die antizyklonale Zirkulation der Höhenhochs auf einer der beiden Hemisphären polwärts dem Subtropen-Jetstream zugeführt wird. Teilweise bilden sich im Bereich der äquatorialen tiefdruckrinne um laufende äquatoriale Winde, die sog. Mallungen. Da ein Transport der Luft in Richtung der Pole über den breitenkreisparallel (zonal) verlaufenden Subtropen-Jetstream hinaus nicht oder nur sehr begrenzt möglich ist, konvergiert die Luft in diesem Bereich, was den Luftdruck am Boden unter den Subtropen-Jetstreams ansteigen läßt. Dadurch kommt der subtropische Hochdruckgürtel beider Hemisphären mit seinen Wüstengebieten zustande.

Die globalen Zirkulationen werden anschaulich in dieser Animation dargestellt.

 

Passat

Die Luft im Bereich der subtropischen Jetstreams verliert durch Ausstrahlung beständig Wärme, wird deshalb dichter und sinkt deshalb der Schwerkraft folgend langsam in die subtropischen Hochdruckgebiete ab. Dabei erwärmt sich die Luft adiabatisch, wodurch jede Kondensation und damit auch die Wolkenbildung wirksam verhindert werden. In dieser wolkenfreien Region scheint die Sonne ungehindert. Hohe Einstrahlungswerte und eine extreme bodennahe Erwärmung im Bereich der subtropischen Hochdruckgürtel sind das Resultat. Das führt wiederum zu heftigen Konvektionsvorgängen. Zwischen dieser vom Boden auf- und der aus der Höhe absteigenden Luft bildet sich eine Inversionsschicht, die Passatinversion aus, deren Höhe in Richtung Äquator ansteigt.

Die auf beiden Hemisphären aus der Höhe in die subtropischen Hochdruckgebiete abgesunkene Luft strömt von dort am Boden langsam zu den Polen und zum Äquator. Letztere als Tropikluft bezeichnete Luftmasse fließt in die äquatoriale Tiefdruckrinne (ITCZ). Auf ihrem Weg wird sie durch die Corioliskraft auf der Nordhalbkugel nach rechts bzw. links auf der Südhalbkugel zum Nordost-Passat bzw. Südost-Passat umgelenkt. Die Passatwinde beider Halbkugeln strömen in der äquatorialen Tiefdruckrinne zusammen (konvergieren), die deshalb auch als innertropische Konvergenzzone (ITCZ) bezeichnet wird. Der Passat ist dabei ein mäßig starker und beständiger Wind im Bereich der Tropen oder teilweise auch Subtropen (bis etwa 25° bis 30° nördlicher bzw. südlicher geographischer Breite), der rund um den gesamten Erdball auftritt. Es wird zwischen dem Nordost-Passat auf der Nordhalbkugel und dem Südost-Passat auf der Südhalbkugel unterschieden.

 

Schema Passatwind

Gewitterturm in der ITCZ

Infolge der Luftmassenkonvergenz der Passatwinde in der ITCZ werden dort die konvektiven Luftbewegungen so weit verstärkt, daß diese die Passatinversion durchbrechen. Die tropischen Gewitterzellen im Bereich der ITCZ werden wegen ihrer massiven Freisetzung von Kondensationswärme auch als "hot towers" bezeichnet. Auch beidseits der ITCZ  können sich unter den von Ost nach West wandernden Wellenstörungen Gewitterzellen in der tropischen Höhenostströmung bilden.

Diese Luftbewegungen ergeben zwischen der ITCZ und den subtropischen Hochdruckgürteln die als Hadley-Zirkulation bezeichneten in sich geschlossenen Zirkulationszellen. Darin erfolgt der Luftaufstieg im Bereich der ITCZ, meridionale Lufttransporte in der Höhe bis zu den subtropischen Jetstreams, wo die Luft in die subtropischen Hochdruckgürtel absinkt. Ein Teil der absinkenden Luftmasse wird anschließend von den Passaten wieder zur ITCZ zurück geführt. Der andere Teil strömt im Bereich der Ferrel-Zelle polwärts.

Die tropische Zirkulationszelle (Hadley-Zelle) ist von der polaren Zelle durch die vom Boden bis ins Tropopausenniveau reichende Westwinddrift in der Ferrel-Zelle getrennt. Ein direkter, meridionaler Luftmassentransport ist wegen des breitenparallelen Verlaufs dieser Strömung nur in geringem Umfang möglich. Die negative Strahlungsbilanz der polaren und die positive der äquatorialen Breiten führen deshalb zu einem Anstieg der meridionalen Temperatur- und Druckgradienten und damit zu entsprechend hohen Windgeschwindigkeiten im Bereich der Westwinddrift.

Wegen der Beständigkeit der Passatwinde wurden und werden sie häufig von Segelschiffen zur zügigen Überquerung der Ozeane genutzt. Oftmals wurden dabei sogar längere Umwege in Kauf genommen, da der Rückenwind, im Bereich der Passate, die Zeit der Überfahrten dennoch deutlich verkürzt.

Mehr zu den Passatwinden steht im Kapitel Hadley-Zelle.

 

 

Monsun

Western Ghats (Indien), Trockenzeit

 

 

Western Ghats (Indien), Monsun

Der Monsun ist eine großräumige Luftzirkulation der unteren Troposphäre im Gebiet der Tropen und Subtropen. Er liegt zugleich im Einflußbereich der Passate. Der Begriff Monsun leitet sich vom arabischen mausim ab, was so viel wie Jahreszeit bedeutet. Damit wird die saisonale Änderung der Windrichtung zutreffend wiedergegeben. Hauptmerkmal des Monsuns sind dessen äußerst richtungsstabilen Monsunwinde. Andererseits kommt es im Verlauf eines Jahres zu einer zweimaligen Umkehr der vorherrschenden Windrichtung. Insoweit ist die Charakteristik des Monsuns dem Land- und Seewindsystem ähnlich. Auch der Monsun wird von Luftdruckunterschieden verursacht, die aufgrund einer unterschiedlich starken Erwärmung von Landmasse und Ozean in tropischen und subtropischen Gebieten auftreten. Dabei weht der Sommermonsun vom kühlen Meer mit hohem Luftdruck zum wärmeren Land mit niedrigem Luftdruck, während der Wintermonsun vom kalten Festland zum jetzt wärmeren Meer weht. Der vom Meer kommende Sommermonsun hat viel Feuchtigkeit aufgenommen, die als gewaltige Monsunregen über den betroffenen Ländern niedergehen.

Die Monsunwinde und auch der Monsun als solcher werden hauptsächlich durch die Wanderung des Zenitstandes der Sonne zwischen den Wendekreisen, die zu einer unterschiedlichen Erwärmung führt, und die coriolisbedingte Windablenkung hervorgerufen. Dabei befinden sich größere Landmassen eher im randlichen Bereich der Tropen, während größere Wassermassen im zentralen Bereich der Tropen zu finden sind. Als Monsun versteht man alle jahreszeitlich wechselnden Luftströmungen mit einer Änderung der Windrichtung von mindestens 120 Grad. Die stärkste Ausprägung erfährt der Monsun im Raum des indischen Ozeans, vor allem in Bezug auf den indischen, aber auch auf den nordaustralischen und ostafrikanischen Monsun. Man unterscheidet insofern den Südwestmonsun und den Nordostmonsun.

Der Monsun hat vor allem wegen der vom Monsunwind im Sommer mitgeführten hohen Luftfeuchtigkeit einen starken Einfluß auf das sommerfeuchte Klima der davon betroffenen Regionen, das man daher auch als Monsunklima bezeichnet. Meist ist dieses mit einem ausgeprägten Monsunregen und einem Monsunwald verbunden.

 

Entstehung der Rossby-Wellen

Polarjetstream

Am meridionalen Energieausgleich sind mehrere atmosphärische Prozesse beteiligt:

Der Polar-Jetstream bildet sich an der Grenze zwischen (sub)tropischer Warmluft und polarer Kaltluft. Wegen des großen Temperaturunterschiedes zwischen diesen beiden Luftmassen und des damit einhergehenden mit der Höhe immer weiter zunehmenden Luftdruckgefälles (Warmluft hat eine größere vertikale Ausdehnung als Kaltluft, so daß in einer Luftsäule mit zunehmender Höhe der Luftdruck dementsprechend langsamer zurückgeht, d.h. in warmer Luft ist bei gleicher Höhe der Luftdruck größer) entsteht ein starker Höhenwind (Jetstream), der jedoch wegen der Erdrotation (Corioliskraft) nicht polwärts gerichtet ist, sondern zu einem Westwind umgelenkt wird, der sich bis zum Boden hin durchsetzt (Westwindzone, Westdrift). Wenn der Jetstream eine kritische Strömungsgeschwindigkeit überschreitet, fängt er an zu mäandrieren wie ein Flußlauf. Er kann sich dabei in mehrere Äste aufspalten und ist deswegen auch hinsichtlich seiner Lage, Form und Intensität ständigen Veränderungen unterworfen.

Je nach Windgeschwindigkeit können sich im Bereich des Polar-Jetstreams planetarische Wellen ausbilden, die Rossby-Wellen mit Hochkeilen (Rücken, Wellenberge mit Warmluft) und Höhentrögen (Wellentäler mit Kaltluft). Ursache sind kleine Abweichungen im Temperatur- und Druckgefälle (Gradient) zwischen den verschiedenen Streckenabschnitten des Jetstreams. Ausgelöst werden solche Störungen durch den Temperaturgegensatz an der Grenze von Land und Meer oder die in die Westwinddrift aufragenden Gebirge, wie z.B. die norwegischen Gebirge, die Rocky-Mountains oder der Himalaya. Fallen dabei die Flächen gleicher Temperatur mit den Flächen gleichen Drucks zusammen (Barotropie), kann sich eine solche Störung in Form einer Wellenstörung über den gesamten polaren Jetstream zirkumpolar fortpflanzen. Wellenzahl und Wellenamplitude werden dabei nur von der geographischen Breite und der mittleren Windgeschwindigkeit des Polar-Jetstreams bestimmt. 3 - 5 Rossby-Wellen sind fast täglich auf den Wetterkarten deutlich zu erkennen, da sie häufig bei 80° W, 35° O und 135° O ortsfest bleiben. Aber auch ein in Form der Rossby-Wellen mäandrierender Jetstream kann nur einen Bruchteil der Energiemenge transportieren, welche zum Ausgleich des Wärmeunterschieds zwischen den Polen und dem Äquator an sich erforderlich ist. Trotz der Verwirbelungen durch die Rossby-Wellen steigen die meridionalen Temperaturgradienten deshalb letztlich so weit an, daß die Flächen gleichen Drucks und gleicher Temperatur nicht mehr zusammenfallen, sondern gegeneinander geneigt sind. Diese baroklinen Zonen werden auch als planetarische Frontalzonen bezeichnet. Damit hat sich die Polarfront ausgebildet.

Die Zahl der entstehenden Rossby-Wellen entlang des 45. Breitenkreises läßt sich in Relation zum meridionalen Temperaturgradienten in 5.500 m Höhe leicht abschätzen. Normalerweise gibt es zeitgleich 3 - 5 dieser Wellen auf jeder Hemisphäre. Die Wellenlänge beträgt daher jeweils mehrere 1000 km. Wird bei einer vorgegebenen Rossby-Wellenzahl ein bestimmter meridionaler Temperaturgradient überschritten, werden die Rossby-Wellen von instabil anwachsenden sog. baroklinen Wellen überlagert. Die kritischen Temperaturgradienten in 5.500 m Höhe sind 6 °C/1000 km ohne Kondensation sowie 3,5 °C/1000 km mit Kondensation. Werden diese kritischen Gradienten überschritten, setzt barokline Instabilität ein. Dann dominieren nicht mehr die Rossby-, sondern die baroklinen Wellen die Strömungsstruktur der Polar-Jetstreams.

In den baroklinen Wellen mit instabil anwachsender Amplitude treten nun infolge von Trägheits- und Krümmungseffekten neben der isobarenparallelen Strömung in der Höhenströmung auch Lufttransporte quer zu den Isobaren auf (Ryd-Scherhag-Effekt). Das führt regelmäßig zu einer Luftakkumulation im Bereich der Trogrückseiten und Luftdefiziten im Bereich der Vorderseiten der Wellentröge.Unter dieser Höhenkonvergenz steigt infolgedessen im Bodenniveau der Luftdruck an und fällt unter der Höhendivergenz ab. In die dynamisch erzeugten Tiefdruckgebiete unter den Trogvorderseiten des mäandrierenden Polarjetstreams strömen nunmehr Luftmassen zyklonal aus dem Subtropenhoch und dem polaren Hoch. Das führt zum Aufeinandertreffen unterschiedlich temperierter Luftmassen. An dieser Luftmassengrenze intensiviert sich die Polarfront zunächst in der unteren Troposphäre. Da sich die bodennahen frontalen Temperatur- und Druckgegensätze mit der Höhe verstärken, wird auch die Höhenwindströmung stärker. Dies verstärkt wieder die Höhendivergenz, was eine zusätzliche Intensivierung des dynamischen Boden-Tiefdruckgebietes auslöst und damit im weiteren Verlauf die frontalen Prozesse insgesamt verstärkt. Die Folge ist eine sich selbst verstärkende Rückkopplung zwischen Boden- und Höhendruckfeld, was zur Bildung einer außertropischen Zyklone führt. Weil sich zumeist unter jeder Trogvorderseite des Polar-Jetstreams eine oder mehrere außertropische Zyklonen bilden, entsteht zwischen dem subtropischen Hochdruckgürtel und den polaren Hochdruckgebieten eine zirkumpolare Abfolge von dynamischen Tiefdruckgebieten, die als subpolare Tiefdruckrinne in Erscheinung tritt.

Im Bereich der Fronten kommt es infolgedessen zur weiteren Durchmischung der Luftmassen und damit zur Angleichung der Luftmasseneigenschaften, was eine Verringerung der meridionalen Temperaturgradienten zur Folge hat. Solange jedoch die kritischen Werte der baroklinen Instabilität nicht unterschritten werden, wachsen die Wellenamplituden der baroklinen Wellen weiterhin instabil an. Die Wellenrücken und Wellentröge stoßen dadurch soweit pol- bzw. äquatorwärts vor, daß sich die Wellenrücken als blockierende Hochdruckgebiete, die -tröge als "cut off lows" (Cut-off-Prozess), d.h. als von der Wellenströmung abgeschnittene Tiefdruckgebiete aus dem frontalen Strömungsgeschehen ablösen können und ein schwer vorhersehbares Eigenleben führen. Erst wenn die kritischen Instabilitätswerte infolge des Wärmeaustausches zwischen den beteiligten Luftmassen unterschritten werden, ebben die Wellen ab und es bildet sich wieder eine breitenkreisparallele Westwinddrift in allen Höhenniveaus aus.

Diese Prozesse wiederholen sich im zwei- bis vierwöchigen Rhythmus und gleichen mit den damit verbundenen Energietransporten die pol-äquatorialen Temperaturgegensätze aus. Zugleich ist das der Hintergrund für das häufig recht wechselhafte Wettergeschehen in Mitteleuropa.

Fazit:

Es gibt also eine ganze Reihe von Ursachen für die verschiedenen globalen Strömungen und Druckzonen:

  • Die Oberfläche der Erde ist strukturiert und nicht einheitlich oder glatt. Infolge des Wechselsspiels von Land und Wasser ergibt sich eine ungleichmäßige Erwärmung.
  • Der Wind ist instabil und kann lokale Strömungen und Turbulenzen ausbilden.
  • Die Erde dreht sich um die eigene Achse und lenkt dabei den Wind ab (Coriolis-Kraft).
  • Weil die Erdachse geneigt ist, verbleibt das Maximum der Sonnenstrahlung nicht statisch über dem Äquator, sondern wandert über das Jahr hinweg zwischen dem nördlichen Wendekreis (23,5 ° N) und dem südlichen Wendekreis (23,5° S).

Die Folge sind wandernde Hoch- und Tiefdruckgebiete. Sie variieren in ihrer Stärke und Lage über das Jahr hinweg.
Sie weisen dabei trotzdem relativ stabile jahreszeitliche Muster auf:

Winter

  • Polares Hoch über Sibirien und Kanada.
  • Pazifisches Hoch und Azoren-Hoch (Teile des subtropischen Hochdrucksystems) sowie Aleuten-Tief und Island-Tief.

Sommer

  • Das Azoren-Hoch wandert westwärts, intensiviert sich und wird zum Bermuda-Hoch.
  • Das Pazifik-Hoch wandert westwärts und intensiviert sich.
  • Polare Hochs werden durch niedrigeren Druck ersetzt.
  • Hitze-Tiefs bilden sich über Südasien.

 

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