Windkräfte

 

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Atmosphärische Kräfte

Ursache des Windes sind, wie schon dargestellt, Druckunterschiede, die durch den Massenstrom von Luftmolekülen, d.h. durch die Bewegung von Luftmassen ausgeglichen werden. Die Energie des Windes stammt aus dem solaren Strahlungsfluß, der im Mittel 1.368 W/m2 an der Atmosphärenobergrenze ausmacht (Solarkonstante). Davon werden etwa 1,9 % für die Erzeugung von Winden, Wellen und Strömungen usw. verbraucht.

In der Atmosphäre unterliegt daher ein sich bewegendes Luftteilchen unterschiedlichen Kräften, aus deren Zusammenwirken sich der Wind erklärt und somit auch die in der Meteorologie gebräuchliche Bewegungsgleichung folgt. Vereinfacht ausgedrückt, werden überall dort in der Atmosphäre, wo Luftdruckunterschiede herrschen, Luftmoleküle so lange in Bewegung gesetzt, bis die Gegensätze ausgeglichen sind.

Wind bezeichnet also die Bewegung der Luftteilchen in der Atmosphäre. Die Luftteilchen bewegen sich in eine bestimmte Richtung mit einer bestimmten Geschwindigkeit. Wind ist also ein Vektor, der durch Richtung (Windrichtung in Grad) und Betrag (Windstärke, meist in m/s) beschrieben wird. Die Windgeschwindigkeit oder Windstärke wird typischerweise in Meter pro Sekunde (m/s), Kilometer pro Stunde (km/h) oder Knoten (nautische Meile bzw. Seemeile pro Stunde, kn oder in der Luftfahrt zumeist kt) angegeben.

Windwvektoren

 

Im weiteren sollen hier nur die wichtigsten Grundlagen zum Verständnis von Luftmassenbewegungen und der sich daraus ergebenden Zirkulation der Atmosphäre angesprochen werden. Die Beschreibung der atmosphärische Dynamik fußt dabei auf den klassischen Erhaltungssätzen von Impuls, Masse und Wirbelstärke (vorticity). Diese Details sind Gegenstand des meteorologischen Studiums und meteorologischer Lehrbücher und gingen weit über den hier interessierenden Rahmen einer meteorologischen Grundausbildung für Piloten und solche, die es werden wollen, hinaus. Insofern wird auf die Darstellung der mathematisch-physikalischen Grundlagen und Hintergründe der atmosphärischen Dynamik verzichtet. Ausgehend von der Frage, welche Kräfte auf ein Luftvolumen wirken, sollen aber gleichwohl die wichtigsten Zusammenhänge in den Grundzügen erläutert werden.

In der Atmosphäre wirken im wesentlichen folgende Kräfte:

  • Gradientkraft, als Kraft des herrschenden Luftdruckgefälles.
    Die Gradientkraft entsteht, sobald sich ein Luftdruckgefälle bildet. Sie wirkt vom höheren zum tieferen Druck und steht senkrecht zum Verlauf der Isobaren. Der Abstand der Isobaren (Linien gleichen Luftdrucks) kennzeichnet als Gradient die Stärke des Luftdruckunterschieds.
  • Corioliskraft, als ablenkende Kraft der Erdrotation.
    Die Corioliskraft ergibt sich aus der Drehbewegung der Erde (Rotation). Sie wirkt auf alle Luftteilchen, die sich auf der rotierenden Erde bewegen. Ihre Wirkung zeigt sich auf der Nordhalbkugel als Rechtsablenkung und auf der Südhalbkugel als l.inksablenkung.
  • Schwerkraft, welche überwiegend in der vertikalen Bewegung der Luft eine Rolle spielt.
    Die Schwerkraft wirkt senkrecht zur Bewegungsrichtung und ist am Äquator am stärksten. Für das Verständnis der atmosphärischen Dynamik reicht es im Allgemeinen aus, die Breitenabhängigkeit der potenziellen Energie zu betrachten. Die Schwerkraft wird dann gleich dem negativen Gradienten der potenziellen Energie gesetzt. Die wichtigsten Ursachen für die Breitenabhängigkeit der Schwerebeschleunigung sind die Abplattung der Erde und die breitenabhängige Zentrifugalkraft durch die Erdrotation. Im Mittel beträgt die Schwerebeschleunigung 9,8 m/s2. Die Schwerkraft wirkt bei der Rotation einer Luftmasse um ein Hoch- beziehungsweise Tiefdruckgebiet in der Form, daß im Hoch Zentrifugalkraft und Coriolis-Kraft entgegengesetzt und im Tiefdruckgebiet gleichsinnig wirken.
  • Reibungskraft, die in der Grundschicht der Atmosphäre als Bremswirkung auftritt.
    Die Reibungskraft wirkt nahe der Erdoberfläche und bremst infolge der Rauhigkeit der Erdoberfläche die darüber strömenden Luftmassen ab.

 

Reibungskraft

In der Atmosphäre strömt die Luft nicht direkt vom hohen zum niedrigen Druck, weil Kräfte infolge der Erdrotation (Corioliskraft) und Reibungskräfte die Luftbewegung ablenken. Die Reibungskraft wirkt dabei der Corioliskraft entgegen. Das hat zur Folge, daß sich die Luft nicht nur um die Tiefdruckgebiete herum, sondern in diese hinein bewegt. . Erst das Zusammenwirken dieser beiden Kräfte führt somit zu einem echten Druckausgleich. Infolge der komplexen Struktur der planetarischen Grenzschicht weist der Wind zudem eine große zeitliche und räumliche Variabilität auf.

Die Reibungskraft wirkt naturgemäß nahe der Erdoberfläche und bremst infolge der Rauhigkeit der Erdoberfläche die darüberströmenden Luftmassen ab. Der Höhenwind der oberen Luftschichten wird durch die Reibung der Erdoberfläche nicht mehr beeinträchtigt. Auf der Nordhalbkugel erfolgt der Luftmassenausgleich am Boden in einer im Uhrzeigersinn gerichteten Strömung aus dem Hochdruckgebiet in das Tiefdruckgebiet. Der Winkel, unter dem die Luft in das Tiefdruckgebiet einströmt, hängt dabei von der Reibungskraft ab: Je stärker die Reibung desto steiler der Einströmungswinkel. In der freien Atmosphäre, wo der Wind ohne Reibungseinfluß isobarenparallel weht, liegt der Einströmungswinkel daher bei 0°, über dem offenen Meer bei 5° - 20° und über Land bei 35° - 45°. Je größer die Reibungskräfte sind, desto schneller bauen sich die Druckgegensätze zwischen den Druckgebieten ab und umso geringer sind die auftretenden Windgeschwindigkeiten. Höhere Windgeschwindigkeiten finden sich deshalb fast ausschließlich über den Ozeanen und in der höheren Atmosphäre. An der Obergrenze der Troposphäre bzw. an der Untergrenze der Stratosphäre liegen daher ausgedehnte Starkwindfelder, die Strahlströme oder Jetstreams.

Durch die Rauhigkeit der Erdoberfläche wird der Wind zudem turbulent verwirbelt, wodurch gleichzeitig auf- und absteigende Luftpartikel vorhanden sind. Das Maß der Turbulenz hängt dabei wesentlich von der thermischen Schichtung der Atmosphäre, die das Aufsteigen entweder fördert oder bremst, sowie der Windgeschwindigkeit ab.

Oberhalb der 500 - 1.500 m mächtigen Reibungsschicht (planetarische Grenzschicht) über der Erdoberfläche, verläuft die Luftströmung als geostrophischer Wind längs der Isobaren oder Isohypsen der Wetterkarten. Je dichter die Isobaren gedrängt sind, desto kräftiger ist der Wind. Infolge der Reibung ändert sich der Wind markant mit der Höhe. In der Reibungsschicht verringert sich die Windgeschwindigkeit mit abnehmender Höhe. Dabei weicht auch die Windrichtung mit abnehmender Höhe immer mehr vom Verlauf der Isobaren oder Isohypsen ab und dreht nach links, so daß die Luft in die Gebiete mit niedrigerem Luftdruck strömt. Die Abweichung nahe der Erdoberfläche ist über dem Meer wegen der dort geringeren Reibung kleiner als über Land. Diese Abweichung von der Isobarenrichtung in tieferen Höhen ist unmittelbar aus den synoptischen Wetterkarten ersichtlich. Umgekehrt nimmt der Wind mit der Höhe zu und dreht merklich nach rechts. Die Ursache hierfür liegt in der Abnahme der Reibung mit zunehmender Höhe und der daraus resultierenden Anpassung des Winds an den geostrophischen Wind der freien Atmosphäre. Deshalb muß zwischen Boden- und Höhenwind unterschieden werden. Über Land erreicht der Bodenwind im Mittel nur 50 - 70 % des Betrages des geostrophischen Windes, über See dagegen 70 - 80 %. Im norddeutschen Binnenland ist der Wind beispielsweise im Schnitt mit 15 km/h so schnell wie ein gemächlicher Radfahrer. In einer Höhe von etwa 1.000 m, der Höhe der Gipfel der Mittelgebirge, beträgt die Windgeschwindigkeit im Schnitt aber bereits 35 km/h.

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Dieser Effekt begegnet uns in der Fliegerei insbesondere bei der Landung. Ist das Flugzeug im Landeanflug noch in ausreichender Höhe, befindet es sich regelmäßig noch oberhalb des unmittelbaren Reibungseinflusses der Erdoberfläche. Deswegen wird die Windgeschwindigkeit ja auch oberhalb dieses Bereichs in 10 m Höhe gemessen. In die im Flugzeug angezeigte Landegeschwindigkeit geht daher der ungestörte Windeinfluß mit ein. Im Ausrundbogen verläßt das Flugzeug aber diese noch weitgehend ungestörte Luftströmung und kommt in den bodennahen Bereich, wo die Reibung den Wind merklich abbremst und nach links dreht. Dieser Teil der (Gegen-)Windkomponente als Teil der angezeigten Fahrt wird nun deutlich weniger oder fällt ganz weg. War die Anfluggeschwindigkeit zu gering, kann daher jetzt die Abreißgeschwindigkeit unterschritten werden mit der Folge des Strömungsabrisses: Das Flugzeug sackt durch. Eine harte Landung ist dann fast unausweichlich.

Beim Start verhält es sich umgekehrt. Mit zunehmender Höhe läßt der Reibungeinfluß der Erdoberfläche nach und das Flugzeug kommt in die ungestörte Strömung: Der Anteil des Gegenwinds nimmt zu und der Wind dreht nach rechts. Das Flugzeug entfernt sich dadurch vom kritischen unteren Geschwindigkeitsbereich.

Standardmäßig wird die Windgeschwindigkeit in einer Höhe von 10 m über Grund gemessen.

 

Grundformen horizontaler Luftbewegung

Ursachen und Erscheinungsformen des Windes lassen sich am einfachsten begreifen, wenn man die Kräfte versteht, die auf ein Luftpaket wirken. Der Hintergrund dafür sind die Newtonschen Bewegungsgesetze. Das grundlegende physikalische Gesetz, das diese durch Kräfte verursachte Bewegungen erfaßt, ist das 2. Newtonsche Gesetz

Kraft = Masse x Beschleunigung

Für den Wind heißt das:

  • Ein Luftteilchen (Luftmolekül) behält seinen Bewegungszustand bei (Ruhe oder geradlinige Bewegung), solange keine Kraft darauf einwirkt.
  • Das Einwirken einer Kraft hat zur Folge, daß sich das Teilchen in Richtung der Kraft beschleunigt. Sind mehrere Kräfte am Werk, bewegt sich das Teilchen in Richtung der Resultierenden.  

Hierauf wird unten im Abschnitt Windvektor weiter eingegangen.

Ein horizontaler Luftdruckgradient bewirkt als beschleunigende, bewegungseinleitende Kraft eine horizontale Luftbewegung. Ist  die Bewegung dann in Gang gesetzt und hat sie eine bestimmte Größe erreicht, treten zusätzliche, sekundäre Kräfte in Form der Reibungs-, Coriolis- und der Fliehkraft auf, welche die Luftbewegung hemmen und ihre Richtung verändern.

 

Wind wird in der Meteorologie nach seinen Eigenschaften in verschiedene Kategorien eingeteilt:

 1. Euler-Wind:

    Der Euler-Wind ist eine Luftströmung, die unter Vernachlässigung der Corioliskraft, Zentrifugalkraft oder Reibungskraft nur aufgrund von Druckunterschieden weht.  Er kommt in Gebieten um den Äquator (wegen der fehlenden Corioliskraft) und bei lokalen Druckunterschieden vor. Namensgeber ist Leonhard Euler.

    Beim Euler-Wind entsteht eine geradlinige und beschleunigte Komponente vom hohen zum tiefen Druck, weshalb sich Druckunterschiede rasch ausgleichen. Zu beachten ist, daß anders als beim tiefen Luftdruck hoher Luftdruck nicht zyklostrophisch umströmt werden kann, weil Druckgradient- und Zentrifugalkraft sich nicht ausgleichen, denn beide Kräfte weisen vom Hochdruckkern weg.

 
  • direkter Druckgradientwind
  • keine Coriolis-, Zentrifugal- oder Reibungskraft
  • äquatornah (geringe Corioliskraft)

 2. geostrophischer Wind bzw. quasigeostrophischer Wind:

Der sog. geostrophische Wind ist ein vereinfachtes physikalisches Wind-Modell, bei dem die Isobaren durch Geraden angenähert werden und der Reibungseinfluß vernachlässigt wird. Diese Bedingungen sind bei beschleunigungsfreien (divergenzfreien) und geradlinige (Isobaren und Isohypsen liegen parallel) Windbewegungen über große Entfernungen in den höheren Atmosphärenschichten oberhalb der bodennahen Reibungszone (planetarische Grenzschicht) erfüllt.

In baroklin geschichteten Luftmassen herrschen unterschiedliche horizontale Kräfte vor, die sich beschleunigende Strömungen in horizontaler Richtung (Wind) hervorrufen. Eine barokline Atmosphäre entsteht durch die unterschiedliche Erwärmung der Erdoberfläche. Da Temperatur und Druck jedoch von einander abhängig sind (je höher der Druck, desto höher auch die Temperatur und umgekehrt; siehe Kapitel Luftdruck und Luftdichte ) herrscht bei Baroklinität ein Ungleichgewicht von Kräften vor, die ausgeglichen werden müssen.

In einer baroklinen Atmosphäre ändert sich auch die Neigung der Druckflächen mit zunehmender Höhe. In den Kapiteln Luftdruck und Luftdichte wurde hierzu dargestellt, daß in kälterer Luft der Luftdruck mit der Höhe schneller fällt als in warmer Luft. Insoweit ist deshalb auch der Abstand zweier Druckflächen proportional zur Durchschnittstemperatur der jeweiligen Luftschicht. Folglich ist z.B. die 500-hPa-Druckfläche steiler geneigt als etwa die 850-hPa-Druckfläche. Dementsprechend ist die Geschwindigkeit des (geostrophischen) Windes ebenfalls proportional zur Neigung der Druckflächen. Daraus wird ersichtlich, daß der geostropische Wind mit der Höhe zwangsläufig zunehmen muß.

    Großräumig weht der Wind dann fast parallel zu den Isobaren mit dem tiefen Druck zur linken (kalten) Seite auf der Nordhalbkugel. Der geostrophische Wind ist somit die Resultierende von Druckgradientkraft (Drift vom Hoch- zum Tiefdruckgebiet) und Corioliskraft, siehe Barisches Windgesetz. Er trifft die Wirklichkeit im Mittel einer Region auf einige Prozent genau, allerdings nur für Winde in größerer Höhe, beispielsweise besonders stark ausgeprägt als Jetstream. In der planetaren Grenzschicht oder Peplosphäre - den unteren 1,5 - 2 km der Erdatmosphäre - wird der Wind durch die Bodenreibung gebremst. Hier weht er nicht parallel zu den Isobaren, sondern eher in Richtung zum tieferen Luftdruck, wodurch sich die Tiefdruckgebiete nach einigen Tagen auffüllen. Die Ablenkung des Windes wird dabei zum Boden hin stärker und nimmt von oben gesehen die Form einer Spirale, der so genannten Ekman-Spirale, an. Wird der Wind, wie hier beschrieben, durch Reibung oder andere Einflüsse (sog. ageostrophischen Komponenten, z.B. der Vorticity) beeinflusst, spricht man von ageostrophischen Winden.

    • Gleichgewicht zwischen Druckgradient- und Corioliskraft
    • Isobarenparallel (ohne Krümmungen)
    • oberhalb der Bodenreibungsschicht (freie Atmosphäre)
    • hängt nur vom horizontalen Druckgradienten ab
      • ageostrophische Windkomponente (isallobarischer Wind):
      • reale Ausgleichskomponente zum idealisierten geostrophischen Wind
      • basierend auf Fluktuationen, die zum Masseausgleich führen

    Mit dem geostrophischen Wind ist kein Abbau von Druckgegensätzen möglich, dafür sind ageostrophische Winde erforderlich.

Wind ohne Reibungskraft

Wind ohne Reibungskraft

Im Diagramm stellen (in der Nordhemisphäre) die grünen Pfeile die Druckgradientkraft dar für Tiefs und Hochs (ins Tief weisend, aus dem Hoch weisend). Für das geostrophische Gleichgewicht muß die Corioliskraft aus dem Tief und in das Hoch weisen. Die Winde mit dieser Konfiguration der Corioliskraft wehen gegen den Uhrzeigersinn um Tiefs und im Uhrzeigersinn um Hochs herum.

    Der geostrophische Wind entsteht aus dem Zusammenspiel von Gradientenkraft und Corioliskraft. Infolge eines Druckgefälles setzt sich ein Luftpaket in Richtung der Gradientenkraft in Bewegung. Dieses wird nun aber von der Corioliskraft abgelenkt. Diese weist auf der Nordhalbkugel ständig um 90° nach rechts von der augenblicklichen Bewegungsrichtung des Luftpaketes. Die Richtung des Luftpaketes wird von der Corioliskraft so lange nach rechts abgelenkt, bis Gradientkraft und Corioliskraft in entgegengesetzte Richtungen zeigen, sich somit also gegenseitig aufheben. Das Luftpaket bewegt sich dann parallel zu den Isobaren. Dies zeigt die Abbildung rechts.

    Die Folge ist, daß sich großräumige Druckunterschiede in der Atmosphäre kaum und nur sehr langsam ausgleichen können, weil die Winde eben nicht direkt vom Hoch- ins Tiefdruckgebiet wehen können. Dieser Effekt ist für die gesamte planetarische Zirkulation von größter Bedeutung, da sonst nie große und längere Zeit anhaltende Druckgebilde entstehen könnten. Der Grund für den nur allmählichen Druckausgleich ist die Bodenreibung. Sie bewirkt, daß der Wind in den bodennahen Luftschichten stets eine, wenn auch kleine Komponente in Richtung des Druckgefälles beibehält. Je stärker die Bodenreibung ist, desto größer ist auch diese Komponente. Weil diese Reibungskomponenete über den Ozeanen und in der Höhe entsprechend gering ist, können sich Druckgegensätze dort viel leichter aufbauen und erhalten als über dem Festland.

    Der horizontale Luftdruckgradient veranlaßt also die Luftpakete, sich über Isobaren hinweg von Hochdruckgebieten zu Tiefdruckgebieten hin zu beschleunigen. Die Corioliskraft lenkt dann in der Nordhemisphäre die Luftpakete nach rechts ab. Ebenso wie der Wind an Geschwindigkeit zunimmt, wird auch die Corioliskraft stärker, bis sie im Gleichgewicht zur Druckgradientkraft ist. Das Ergebnis ist ein unbeschleunigter horizontaler Wind, der parallel zu den Isobaren weht, der geostrophische Wind.

 

Geostropher Wind

 3. Gradientwind:

    Der Gradientwind bezeichnet den Wind, der sich aus Druckunterschieden zwischen einem Hoch- und einem Tiefdruckgebiet, der Corioliskraft (infolge der Erddrehung) sowie der Zentrifugalkraft (infolge der Eigendrehung eines Hoch- oder Tiefdruckgebietes), zusammensetzt. Dabei werden lokale Effekte, beispielsweise durch Gebirge oder Bodenreibung, nicht berücksichtigt. Der Gradientwind stellt die beste Näherung an den realen Wind dar, die aus Wetterkarten und Höhenwindmessungen noch relativ genau vorhergesagt werden kann. Er ist eine Erweiterung des geostrophischen Windes sowie des zyklostrophischen Windes, so dass auch der Begriff geostrophisch-zyklostrophischer Wind benutzt wird. 

    Die Stärke des Gradientwindes ist abhängig von der ihm aufgezwungenen Bahn. Bei antizyklonalen Bewegungen (Bewegung um ein Hochdruckgebiet herum) ergibt sich die Gradientkraft als vektorielle Differenz aus der Corioliskraft und der Zentrifugalkraft, d. h. der Druckgradient ist größer als im geostrophischen Wind (supergeostrophisch). Auf zyklonalen Bahnen (Bewegung in ein Tiefdruckgebiet hinein) ergibt sich dagegen die Gradientkraft als Summe aus Corioliskraft und Zentrifugalkraft, so dass der Druckgradient geringer ist als im geostrophischen Wind (subgeostrophisch). Bei gleichem Druckgradienten weht der Wind folglich um ein Hochdruckgebiet stärker als um ein Tiefdruckgebiet.

Gradientwind

Windströmung entlang gekrümmter Isobaren

Ohne Reibung wird der Wind im geostrophischen Gleichgewicht entlang der gekrümmten Isobaren wehen. Wind, der parallel zu gekrümmten Isobaren weht, wird als Gradientwind bezeichnet. Er unterscheidet sich vom geostrophischen Wind durch die zusätzliche Wirkung der Zentrifugalkraft, die den Wind zwingt, entlang einem gekrümmten statt des geraden Wegs zu wehen. Der Wind zirkuliert schließlich um die Zentren des Hoch- bzw. Tiefdruckgebiets.

    • Gleichgewicht zwischen Druckgradient-, Zentrifugal- und Corioliskraft
    • Isobarenparallel (mit Krümmungen)
    • oberhalb der Bodenreibungsschicht (freie Atmosphäre)
    • hängt nur vom horizontalen Druckgradienten ab

 

 

Wirkung der Reibung auf den Wind

Nun wird es Zeit wieder die Reibungskraft ins Spiel zu bringen. Bis jetzt wurde das Verhalten des Winds ohne Reibung besprochen. Echte geostrophische und Gradientwinde können aber nur über der Grenzschicht oder Reibungsschicht der Erde, also über ungefähr 1 - 2 km, ab etwa 950 hPa erwartet werden. Die Dicke der Grenzschicht hängt dabei von der Art des Terrains, des Winds und des vertikalen Temperaturprofils ab.

Die turbulente Reibung, welche die Erde innerhalb der Grenzschicht auf die Luft ausübt, verlangsamt den Wind. Durch die Verlangsamung wird der Wind nichtgeostrophisch, oder ageostrophisch. Mit dieser Verminderung der Windgeschwindigkeit nimmt automatisch auch die Corioliskraft ab und die Druckgradientkraft wird dominanter. Infolgedessen weicht der resultierende Wind ein leicht zum niedrigeren Druck ab und überquert parallele Isobaren anstatt ihnen zu folgen.

 

Wind mit Reibung

In ähnlicher Weise verursacht die Reibung eine Ablenkung des Winds zum Tief. Er überquert dabei die Isobaren. Daraus folgt eine spiralförmige Bewegung des Winds in das Tief bzw. aus dem Hoch heraus.

Die Strömung von Luft in eine Tiefdruck-Zelle wird zyklostrophisch genannt. Zyklostrophische Drehung erfolgt auf der Nordhemisphäre gegen den Uhrzeigersinn und im Uhrzeigersinn auf der südlichen Halbkugel. Die Strömung von Luft in eine Hochdruck-Zelle wird antizyklonal genannt. Antizyklonale Drehung erfolgt im Uhrzeigersinn auf der Nordhemisphäre und gegen den Uhrzeigersinn auf der Südhalbkugel (s. Abb. rechts).

Wind mit ansetzenden Kräften

4. thermischer Wind

Baroklinität ist der Normalzustand der Atmosphäre. Sie bewirkt, daß die Richtung des geostrophischen Windes auf jeder Druckfläche unterschiedlich ist, was den sog. thermischen Wind zur Folge hat. Dieser ergibt sich also aus der Richtungsdifferenz des geostrophischen Windes zweier Druckflächen. Der thermische Wind führt sodann unter Einwirkung der Corioliskraft zu einer Verfrachtung der unterschiedlich temperierten Luftmassen:

Ab einer mittleren Größenordnung (Meso-Skala) kann eine direkte thermisch bedingte Windzirkulation nicht mehr festgestellt werden, weil die Corioliskraft sowohl die aufsteigende als auch die absinkende Luftströmung nach rechts ablenkt, sodaß Geschwindigkeits- und Richtungsänderung des geostrophischen Windes gleich sind. Anders verhält es bei lokalen Windsystemen wie z.B. der Land- Seewind-Zirkulation, die ebenfalls eine thermisch direkte Zirkulation ist, bei der aber die Corioliskraft keinen Einfluß hat. 

Thermisches Wind, d.h. die Änderung des geostropischen Windes mit der Höhe, führt also vor allem zu einer Temperaturadvektion der betroffenen Luftmassen.

Andererseits erfolgt auch innerhalb der planetarischen  Grenzschicht (bis ca. 1.500 m über Grund) eine Richtungs- und Geschwindigkeitsänderung des Windes in Abhängigkeit von der Höhe. Ihre Ursache ist aber die Reibungskraft. Deswegen dreht der Wind in der planetarischen Grenzschicht mit der Höhe in Strömungsrichtung nach rechts. Der Übergangsbereich vom Bodenwind zum geostrophischen Wind wird als Ekman-Schicht bezeichnet.

Alles Wissenswerte dazu steht auch in der Präsentation: Der thermische Wind.

 

4. zyklostrophischer Wind:

    Das Modell des zyklostrophischen Winds (griech. zyklos = Kreis, strophe = Drehung) beschreibt die Entstehung von Wind in kleinmaßstäblichen Gebilden bei kreisförmigen Isobaren mit reibungs- und beschleunigungsfreier Bewegung, also z. B. die Entstehung von Tornado, Wasserhose und Staubteufel. Aufgrund der engen Kreisbewegung tritt zusätzlich zur Druckgradientkraft die Zentrifugalkraft auf. Die Corioliskraft kann vernachlässigt werden, während die zum Zentrum des Druckgebildes gerichtete Druckgradientkraft und die nach außen gerichtete Zentrifugalkraft sich im Gleichgewicht befinden.

    Tiefer Luftdruck kann sowohl zyklonal als auch antizyklonal umströmt werden, wobei der Anfangsimpuls, der die Rotation auslöst, für die Drehrichtung ausschlaggebend ist. Im Gegensatz dazu kann hoher Luftdruck nicht zyklostrophisch umströmt werden, da das Gleichgewicht zwischen Druckgradient- und Zentrifugalkraft nicht besteht, denn beide Kräfte weisen vom Hochdruckkern weg.

    Bei größeren Druckgebilden kann die Corioliskraft nicht mehr vernachlässigt werden. Man spricht dann vom geostrophisch-zyklostrophischen Wind oder gleichbedeutend vom Gradientwind.

zyklostrophischer Wind
    • Gleichgewicht zwischen Druckgradient- und Zentrifugalkraft
    • meist äquatornah (geringe Corioliskraft) oder hohe Windgeschwindigkeit
    • Auftreten nur bei Zyklonen
    • sofortige Instabilität des zyklostrophischen Gleichgewichts bei Antizyklonen

 

 

 

Windvektor

Zur vollständigen Beschreibung des Windes ist die Kenntnis sowohl der Windgeschwindigkeit als auch seiner Richtung notwendig. Damit ist der Wind eine typische Vektorgröße im dreidimensionalen Raum. Wind ist nämlich eine gerichtete Größe, ein Vektor, aus Richtung und Stärke. In diesem Sinne wird beim Vektor Wind, dargestellt durch einen Pfeil, die Windstärke, ausgedrückt durch die Länge des Pfeils, und die Windrichtung, angezeigt durch die Pfeilrichtung, unterschieden. Die Windrichtung gibt an, woher der Wind kommt. Die Einheit, in der die Windstärke angeben wird, ist m/s oder km/h oder Knoten = Seemeilen/h.

Der Vektor Windgeschwindigkeit wird häufig durch das Symbol gekennzeichnet. Der über dem v stehende kleine Pfeil zeigt, daß ein Vektor gemeint ist.

Der Vektor Windgeschwindigkeit kann in seine Komponenten zerlegt werden, z.B. in eine meridionale, eine zonale sowie eine nach oben gerichtete Komponente. Die beiden ersten Komponenten bilden zusammen den Horizontalwind. Die letztere betrifft den Vertikalwind. Dieser ist zwar selbst relativ klein und bewegt sich im Bereich von m/s, ist aber trotzdem von großer Bedeutung, weil beim Aufsteigen von Luft Wolken und Niederschlag entstehen und weil durch ihn die Schichten der Atmosphäre vertikal miteinander verschränkt sind.

Die Zerlegung des Winds in Vektor-Komponenten ist in der Abbildung rechts erläutert. Sie begegnet uns in der Navigation bei der Kursberechnung, d.h. bei Bestimmung der Abdrift bzw. des Vorhalte- oder Luvwinkels (Winddreieck) ganz praktisch wieder.

Windvektor

Der im Punkt P vorhandene Windvektor V (blau) und seine drei Komponenten in x-, y- und z-Richtung. Die x-Achse kann als West-Ost-Richtung, die y-Achse als Süd-Nord-Richtung und die z-Achse als genau nach oben gerichtete Richtung angesehen werden. Der blau gestrichelte Vektor ist der Horizontalwind Vh mit den Komponenten Vx, und Vy.

 

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