3.2  Windsysteme

               Wind

3.2.27 Land-Seewind

Der Wind ist strömende Luft und lässt sich beschreiben durch Windrichtung und Windstärke. Er ist ein wesentlicher Wetterfaktor für den Segelflug. Die Windrichtung bestimmt z.B. in welche Richtung wir starten. Weht der Wind entgegen der Startrichtung, reduziert sich die Startstrecke im Flugzeugschlepp, beim Windenstart erreicht man größere Höhen als bei Windstille. Bei Seitenwind gestaltet sich der Start und die Landung schwieriger, weil der Wind versucht, das Luftfahrzeug von der Start- oder Landebahn abzutreiben. Eine Landung mit Rückenwind sollte nach Möglichkeit vermieden werden, weil dadurch die Aufsetzgeschwindigkeit relativ zum Boden und die Landestrecke deutlich vergrößert wird. 

Je stärker der Wind desto höher der Effekt. Bei sehr starkem Wind sollte aufgrund zu erwartender starker Turbulenzen der Segelflug eingestellt werden. 

Der Wind kann horizontal und/oder vertikal wehen. Vertikalen Wind nutzen wir Segelflieger zum Beispiel als Motor des Segelfluges in thermischen Aufwinden oder an Hangaufwinden. 

In diesem Kapitel behandeln wir die folgenden Themen:  

3.2.1 Begriffsbestimmung und Messung von Wind

3.2.2 Die Entstehung von Wind

3.2.3 Globale Windzirkulation

3.2.4 Lokale Windsysteme

3.2.5 Orographisch bedingte Windsysteme

3.2.6 Turbulenz

Zusammenfassung

3.2.1  Begriffsbestimmungen und Messung von Wind

Inhalt:

  • Windgeschwindigkeit und -richtung
  • Windeinfluss in Bodennähe

 

Windgeschwindigkeit und -richtung

Windgeschwindigkeit

Die Windgeschwindigkeit wird in Meter pro Sekunde, Kilometer pro Stunde oder in Knoten angegeben. In der Luftfahrt verwenden wir Knoten. In den öffentlichen Medien wird für die Darstellung der Windgeschwindigkeit häufig die Einheit km/h gewählt, oder aber für die Darstellung der Auswirkung des Windes die Windstärke in Beaufort verwendet. Im untenstehenden Schema ist nachzulesen, was das bedeutet.

3.2.1 Beaufort-Skala

Abb. 3.2.1   Die Beziehung zwischen Beaufort-Skala und Windgeschwindigkeit

 

Die Grenze der Windgeschwindigkeit, die noch ein sicheres Segelfliegen ermöglicht, ist sehr stark abhängig von der Böigkeit und der Windrichtung in Bezug auf Start und Landerichtung. Die empfohlene Obergrenze für sicheres Fliegen liegt bei einer Windstärke 6 (oder 25 Knoten).

Insbesondere bei böigem Seitenwind sind die Grenzen aber deutlich früher erreicht.  

Das Video von wetter.com zeigt, wie man anhand der Bewegung von Bäumen und Pflanzen ungefähr die Windstärke und -richtung erkennen kann

Am Boden erfolgt die Messung der Windgeschwindigkeit in der Regel mit einem Anemometer. Die gebräuchlichste Art ist das Schalenkreuzanemometer. Es verfügt über ein senkrecht drehbar gelagertes Gestell, an dem radial gleichmäßig verteilt zwei bis vier halbkugelförmige, offene Schalen befestigt sind (Siehe Abbildung). Die vom Wind angeströmten, offenen Halbkugeln erfahren einen höheren Widerstandsdruck als die vom Wind angeströmten, geschlossenen Halbkugeln. Dadurch dreht sich das Gestell mit den Halbkugeln. Je höher die Windgeschwindigkeit, desto höher die Drehgeschwindigkeit des Gestells. Die Drehgeschwindigkeit wird nach dem Prinzip des Tachos entweder mechanisch direkt auf eine Skala übertragen oder digital weiterverarbeitet. 

 

Abb. 3.2.2   Schalenkreuz-Anemometer      3.2.2 Schalenkreuz-Anemometer     

Neben dem Schalenkreuz kann die Windmessung u.a. auch über das Prinzip des Staurohres oder der Venturidüse erfolgen (siehe dazu auch Funktion des Fahrtmessers), über Ultraschall oder über Hitzdraht-Abkühlung.  

 

Windrichtung

Die Windrichtung gibt an, aus welcher Richtung der Wind kommt. Zur Anzeige der Windrichtung eignet sich der Windsack. Er ist an jedem Fluggelände vorgeschrieben, um visuell die Windrichtung anzuzeigen. Aufgrund der Längsneigung des Windsacks kann man auch auf die Windstärke schließen. Als Faustformel gilt, dass pro 5kt Windgeschwindigkeit ein Segment des Windsackes ausgeblasen ist. Daher lassen sich damit Windgeschwindigkeiten bis ca. 25kt abschätzen.  

3.2.3a Windsack   3.2.3b Windfahne

Abb. 3.2.3   Windsack und Windfahne

Für die digitale Übertragung der Windrichtung am Boden werden allerdings in der Regel Windfahnen eingesetzt, die sich nach dem Wind ausrichten und die Windrichtung auf eine 360 Grad Kompassrose übertragen.

In der Höhe wird zur Bestimmung der Windrichtung wie bereits beschrieben, ebenfalls die Radiosonde einsetzt. Aus den Veränderungen der Positionsdaten/Zeiteinheit lässt sich die Windrichtung ableiten.   

Auch in Segelflugzeugen werden heute immer häufiger Systeme eingesetzt, die durch eine Kombination von aktuellen GPS-Daten (z.B. Versetzen beim Kreisen), der Fluggeschwindigkeit und Signalen von Lagesensoren eine aktuelle Berechnung der Windgeschwindigkeit und -richtung durchführen können. Die Berechnung sind allerdings heute noch sehr ungenau und können nur als grobe Richtwerte verwendet werden.     

3.2.4 Kompassrose

Abb. 3.2.4   Kompassrose

Die Windrichtung wird in Grad der Kompassrose angegeben, z. B. 090 = 90 Grad = Ostwind. Wenn sich der Wind im Uhrzeigersinn dreht, wird der Wert größer. Wenn die Windrichtung gegen den Uhrzeigersinn dreht, wird der Wert kleiner. 

Wenn die Wetterinformation für den Flugverkehr z.B. im METAR-Code einen Wind von 24020kt anzeigt, dann bedeutet das, dass der Wind aus Richtung 240 (also Südwest) mit einer Geschwindigkeit von 20 Knoten kommt. Manchmal befindet sich hinter dem Wert ein Schrägstrich mit einer weiteren Zahl. Diese Zahl zeigt die Schwankung des Windes bzw. Böigkeit an. 18025/35 bedeutet: Wind aus Süd mit durchschnittlich 25 Knoten und Spitzen bis zu 35 Knoten. 

Es gibt viele Apps und Wetterdienste, die uns Informationen über Windrichtung und -stärke an verschiedenen Wetterstationen geben. Zum Beispiel die App „StationWeather“, wie in der Abbildung unten zu sehen ist.

3.2.5 Flugplatz-Wetter-Apps

Abb. 3.2.5   Flugplatz-Wetter-Apps

Windeinfluss in Bodennähe

Mit Annäherung an die Erdoberfläche nimmt die Windgeschwindigkeit ab. Die Ursache liegt in der Reibung, die der Boden selbst sowie Hindernisse wie Häuser und Bäume bewirken und dadurch die Luftströmung abbremsen. In Kapitel 3.2.2 gehen wir darauf näher ein.

 

3.2.2  Die Entstehung des Windes

Inhalt:

  • Ursachen für die Entstehung des Windes
  • Druckgradient
  • Coriolis-Kraft
  • Geostrophischer Wind
  • Einfluss der Bodenreibung
  • Die Auswirkungen von Konvergenz und Divergenz

 

Ursachen für die Entstehung des Windes

In einem Wohnzimmer mit einem warmen Heizkörper steigt die warme Luft auf und die kältere Luft strömt über den Boden in Richtung der Heizung. Dort erwärmt sich die kalte Luft und steigt wieder auf. Es entsteht ein Kreislauf.


3.2.6 Heizkörper

Abb. 3.2.6:  ein Heizkörper erwärmt ein Zimmer

 

Ein vergleichbarer Vorgang läuft in der freien Natur ab. Durch unterschiedliche Erwärmung der Erdoberfläche werden an verschiedenen Orten Temperaturunterschiede und damit Dichteunterschiede der Luft erzeugt.

 

 

 3.2.7 Entstehung von Wind

Abb. 3.2.7   die Entstehung von Wind.
Siehe auch das Lehrvideo unter dem Link 
https://www.planet-schule.de/frage-trifft-antwort/video/detail/wie-entsteht-wind.html

 

Warme Luft dehnt sich aus, wodurch eine höhere Luftsäule entsteht. Dadurch nimmt der Druck mit der Höhe langsamer ab als über einer kalten Luftsäule. Mit zunehmender Höhe ist damit der Druck über einer warmen Luftsäule höher als auf gleicher Höhe in einer kälteren Luftsäule. Luftdruckunterschiede führen zu einer Ausgleichsströmung, dem Wind: die Luft fließt dabei immer vom höheren Luftdruck zum tieferen, in der Höhe von der warmen zur kälteren Luftsäule. Dadurch reduziert die die Masse der Luftsäule über der stärker erwärmten Fläche, der Luftdruck nimmt ab. Umgekehrt verhält es ich bei der kälteren Luftsäule: durch den Luftmassenzuwachs steigt der Druck am Boden. 

Am Boden wird also die Luft veranlasst, von dem höheren Druck in der kälteren Luftsäule zu dem niedrigen Druck in der warmen Luftsäule zu strömen.

 

Druckgradient

Auf einer Bodenwetterkarte werden Orte mit gleichem Luftdruck (reduziert auf Meereshöhe) durch Isobaren dargestellt (die hellblauen (manchmal schwarzen) Linien auf der Bodenwetterkarte).

 

 3.2.8 Wetterkarte

Abb. 3.2.8   Bodenwetterkarte mit Hoch- und Tiefdruckgebieten

 

Wind wird durch den Luftdruckunterschied zwischen einem Hochdruckgebiet und einem Tiefdruckgebiet erzeugt. Die Stärke des Windes hängt vom Druckgradienten ab, das heißt der Größe der Luftdruckänderung über eine Strecke. Die Kraft, die dabei auf die Luftteilchen wirkt, nennt man „Druckgradientkraft“.

Auf dieser Wetterkarte sehen wir links oben die Isobaren dicht beieinander. Wenn die Isobaren nahe beieinander liegen, ist der Druckgradient hoch und der Wind stark. Wenn die Isobaren dagegen weit auseinander liegen, bedeutet das einen niedrigen Druckgradienten und schwachen Wind.

 

Coriolis-Kraft

Der Coriolis-Effekt erklärt die Ablenkung der Flugbahn eines Objekts, das sich in einem rotierenden System bewegt.  

Wenn die Luft von einem Hochdruckgebiet zu einem Tiefdruckgebiet strömt, würde man eigentlich erwarten, dass die Luft, wie der Zug im Bild unten, auf geradem Weg vom Hochdruckgebiet zum Tiefdruckgebiet fließt. Dies ist allerdings nicht der Fall, denn der Zug bewegt sich auf Schienen, aber die Luft ist frei in ihrer Bewegung. 

Nehmen wir an, ein Zug befindet sich in der Nähe des Nordpols. An dieser Stelle beschreibt er, bedingt durch die Erdrotation, in 24 Stunden nur einen kleinen Kreis um die Erdachse mit Bewegungsrichtung senkrecht zur Zuglängsachse, also hat er ein sehr kleine „Kreisbahngeschwindigkeit“. Befindet sich der gleiche Zug dagegen am Äquator (hohe Kreisbahngeschwindigkeit), legt er in 24 Stunden ca. 40.000 km zurück. Fährt der Zug nun vom Pol zum Äquator (also von Nord nach Süd), so bewegt er sich, bedingt durch die Erdrotation, auch immer schneller von West nach Ost. Der Zug wird also durch die Erdrotation in Drehrichtung der Erde beschleunigt.  Dies erzeugt eine seitliche Kraft, die von West nach Ost auf den Zug wirkt. Diese Kraft wird von den Schienen auf den Zug übertragen. Der Zug fährt daher direkt nach Süden.  

 3.2.9 Die Coriolis-Kraft

Abb. 3.2.9   die Coriolis-Kraft bewirkt auf der Nordhalbkugel der Erde eine Ablenkung von Bewegungen nach rechts

Die oben beschriebene Seitenkraft wirkt auch auf die Luftteilchen oberhalb der Erdoberfläche. Es gibt jedoch keine Gegenkraft, wie bei der Bahn, die die Luftbewegungen auf Kurs hält. Luft, die von Norden nach Süden oder von Süden nach Norden strömt, wird also auch nach Westen bzw. nach Osten abgelenkt. Dieses Phänomen wird als Coriolis-Effekt bezeichnet und die Kraft, die die Richtungsabweichung verursacht, heißt Coriolis-Kraft. Der Coriolis-Effekt ist in der Nähe der Pole am stärksten und am Äquator gleich Null. Auf der Nordhalbkugel weicht der Luftstrom nach rechts und auf der Südhalbkugel nach links ab.

3.2.10 Coriolis-Effekt 

Abb. 3.2.10   der Coriolis-Effekt – animiert.

Dieses Modell zeigt die Abweichung nach rechts, wenn die Luft von den Polen nach Süden fließt. 
In Wirklichkeit fließt die kalte Luft aus dem Norden nicht bis zum Äquator, sondern trifft am 60. Breitengrad auf die warme Luft aus den Subtropen (siehe 3.2.3 Windzirkulation um die Erde).

Siehe auch das Lehrvideo unter dem Link 
https://youtu.be/mcPs_OdQOYU

Geostrophischer Wind

Ein Luftpaket, das sich in Bewegung setzt, fließt von einem Hoch- zu einem Tiefdruckgebiet. Sobald sich dieses Luftpaket aufgrund des Druckunterschieds in Bewegung setzt, wird es durch die Corioliskraft abgelenkt, bis es sich genau senkrecht zum Druckgradienten bewegt und den Isobaren folgt. Bei gekrümmten Isobaren wirkt zusätzlich die Zentrifugalkraft, die die Druckgradientkraft im Fall von Hochdruckgebieten auf der Nordhalbkugel unterstützt. Im Fall von Tiefdruckgebieten unterstützt die Zentrifugalkraft die Corioliskraft. Auf der Südhalbkugel sind die Verhältnisse umgekehrt. Am Ende strömt die Luft immer ohne Bodenreibung immer Isobaren-parallel. Ein Isobaren-paralleler Wind heißt geostrophischer Wind.

 3.2.11 Geostrophischer Wind

Abb. 3.2.11   Geostrophischer Wind

 

In der Abbildung sieht man, dass sich bei A ein Luftpaket in Bewegung setzt. Aufgrund des Druckgefälles P (Druck) beginnt es von 1005 hPa in Richtung 1000 hPa zu fließen. Sobald die Bewegung begonnen hat, erfährt das Paket eine Abweichung nach rechts durch die Corioliskraft (C). Währenddessen nimmt die Geschwindigkeit (V) zu und die Flugbahn des Luftpakets bewegt sich immer mehr nach rechts, bis sich eine Gleichgewichtssituation zwischen Druckgradient und Corioliskraft einstellt und das Luftpaket fast gleichmäßig zu den Isobaren strömt.

Da wir bei Hoch- und Tiefdruckgebieten einen gekrümmten Isobarenverlauf haben, wirkt zusätzlich zum oben dargestellten Kraftsystem aus Druckgradientkraft und Corioliskraft auch eine Zentrifugalkraft auf die Luftteilchen. Der daraus resultierende Isobaren-parallele Wind wird als Gradientwind bezeichnet. 

Sowohl der geostropische Wind als auch der Gradientwind wehen also Isobaren-parallel und verhindern dadurch den direkten Druckausgleich vom Hochdruck zum Tiefdruck. 

 3.2.12 Der Geostrophischer Wind bei Hoch und Tief

Abb. 3.2.12   der Geostrophischer Wind bei Hoch- und Tiefdruckgebieten: Wenn sich eine Gleichgewichtssituation zwischen der zum Tiefdruckzentrum weisenden Luftdruck-Gradientkraft und der genau in die entgegengesetzte Richtung weisenden Corioliskraft eingestellt hat, spricht man von einem geostrophischen Wind (2 im Bild oben). 

 

Auf der Nordhalbkugel dreht sich der Wind im Uhrzeigersinn um ein Hochdruckgebiet und gegen den Uhrzeigersinn um ein Tiefdruckgebiet. Auf der Südhalbkugel ist die Rotation genau andersherum, also um ein Hochdruckgebiet gegen den Uhrzeigersinn und um ein Tiefdruckgebiet im Uhrzeigersinn.

Die Corioliskraft verhindert also die direkte Luftströmung und damit den schnellen Druckausgleich vom Hoch- zum Tiefdruckgebiet. Ohne die Erddrehung gäbe es damit keine ausgeprägten Hoch- und Tiefdruckgebiete.

 

Einfluss der Bodenreibung

In den unteren 1000 Metern (Bild 3 in der Abbildung oben) ist der Wind nicht mehr geostrophisch. Hier wird die Luftbewegung durch Reibung mit der Erde abgebremst. Dadurch wird die Windgeschwindigkeit kleiner. Dem entsprechend nimmt auch die Corioliskraft ab. Die Luft wird weniger abgelenkt und strömt direkter aus dem Hochdruckgebiet in Richtung des Tiefdruckgebietes.

Die Reibung hängt dabei von der Beschaffenheit der Erdoberfläche ab. Eine Wasseroberfläche oder eine flache Ebene erzeugen weniger Reibung als ein raues Gelände mit Berghügeln oder Hindernissen. 

Der Einfluss der Erdoberflächenreibung in bodennahen Luftschichten nimmt dabei bei einer Erhöhung der Windgeschwindigkeit mit dem Quadrat der Windgeschwindigkeit zu.

Der Bodenwind weicht deshalb über Wasseroberflächen und flachem Gelände weniger vom geostrophischen Wind nach links ab als bei rauem und hügligem Gelände.

Die Winddrehung gegenüber dem geostrophischen Wind liegt über Land bei etwa 30 Grad. Bei rauem Gelände kann die Ablenkung vom Bodenwind bis zum Erreichen des isobaren-parallelen Höhenwindes bis zu 45 Grad betragen. 

 3.2.13 Der Einfluss der Bodenreibung auf den Wind

Abb. 3.2.13   der Einfluss der Bodenreibung auf den Wind

 

Die Reibung spielt nur in den untersten 1000m der Atmosphäre eine Rolle. Je höher wir gehen, desto weniger Reibung gibt es.

Der Wind dreht, je mehr wir uns vom Erdboden nach oben bewegen, nach rechts und wird stärker, bis zum Isobaren-parallelen Verlauf in ca. 1000m Höhe.

Dabei nimmt der Wind mit der Höhe vom Bodenniveau 10m bis 1000m (Ende der Grenzschicht) um das etwa 2-fache zu.  

 

Das Barische Windgesetz

Der Einfluss der Bodenreibung lässt sich durch das barische Windgesetz beschreiben. Das lautet:

Kehrt man auf der Nordhalbkugel dem Wind am Boden den Rücken zu, so liegt in Blickrichtung vorne links das Tief und hinten rechts vom Beobachter das Hoch. Auf der Südhalbkugel liegt aufgrund der umgekehrten Drehrichtung von Hoch- und Tiefdruckgebieten in dem beschriebenen Fall das Hoch links hinten und das Tief rechts vorne.  

 3.2.14 Barische Windgesetz

Abb. 3.2.14   das Barische Windgesetz

 

Die Auswirkungen von Konvergenz und Divergenz

In einem Hochdruckgebiet sinkt die Luft großflächig ab, dreht sich im Uhrzeigersinn und strömt im Bodenbereich in Richtung des Tiefdruckgebietes.

 3.2.15 vertikale Strömungsfeld von Hoch und Tief

Abb. 3.2.15   das vertikale Strömungsfeld von Hoch- und Tiefdruckgebieten

 

Auf dem Bild oben ist links ein Hochdruckgebiet zu sehen und ein paar hundert Kilometer weiter (im Bild rechts) ein Tiefdruckgebiet. In einem Tiefdruckgebiet strömt die Luft im Bodenbereich ein und verlässt es in der Höhe. 

In der Höhe strömt die Luft parallel zu den Isohypsen (Linien gleicher Höhe einer Druckfläch). 

In Bodennähe ist der Wind im Hochdruckgebiet nachts, aufgrund der sich nächtlich ausbildenden Bodeninversion, bis in den Morgen hinein schwach. Tagsüber lebt er durch thermische Aktivität auf, am Abend schwächt er sich dann wieder ab.

Im Bodenbereich strömt die Luft weg vom Zentrum des Hochs. Die Strömung in einem Hochdruckgebiet dreht (auf der Nordhalbkugel) im Uhrzeigersinn. Diese Strömung läuft auseinander und wird daher als Divergenz bezeichnet.

 3.2.16 Strömungsfeld zwischen Hoch und Tief in Bodennähe

Abb. 3.2.16   das Strömungsfeld zwischen Hoch- und Tiefdruckgebieten in Bodennähe

 

In einem Tiefdruckgebiet strömt die Luft im Bodenbereich in das Tiefdruckgebiet (Konvergenz). Dadurch füllt sich ein Tiefdruckgebiet allmählich auf. Dies geschieht (auf der Nordhalbkugel) gegen den Uhrzeigersinn und da die Strömung zum Tief zusammenläuft, bezeichnen wir es als eine Konvergenz.

Ein Bild zum aktuellen bodennahen Luftströmungsgeschehen auf der Erde kannst du dir im Internet unter folgendem Link machen:

  https://earth.nullschool.net/#current/wind/surface/level/orthographic=-2.13,50.20,1037/loc=9.640,49.366

 3.2.17 Aktuelle bodennahe Luftströmung der Erde

Abb. 3.2.17   die aktuelle Luftströmung in und um Mitteleuropa am 9.10.2021 um 21 Uhr:

Aus Hochdruckgebieten über Osteuropa bzw. westlich der Britischen Inseln strömt Luft hinein in Tiefdruckgebiete nördlich der Britischen Inseln bzw. vor der amerikanischen Atlantikküste. 
Das aktuelle Strömungsbild kann unter folgendem Link aufgerufen werden:

https://earth.nullschool.net/#current/wind/surface/level/orthographic=-2.13,50.20,1037/loc=9.640,49.366

 

3.2.3  Globale Windzirkulation

In der Nähe des Äquators treffen die Sonnenstrahlen fast senkrecht auf den Boden. Dadurch ist die übertragene Energiedichte in diesem Bereich am höchsten, d.h. die Luft wird dort am stärksten aufgeheizt. Die warme Luft steigt bis zur Tropopause auf. Da in der Stratosphäre die Temperatur der Luft mit der Höhe zunimmt, kann die Luft dort nicht weiter aufsteigen. Die Stratosphäre fungiert also als Sperrschicht über der Troposphäre.

 3.2.18 Äquator

Abb. 3.2.18  Atmosphärische Luftzirkulation ohne Erdrotation

 

Wenn sich die Erde nicht drehen würde, dann würde die Luftzirkulation wie im Bild dargestellt geradlinig von den Polen zum Äquator und zurück verlaufen. Am Äquator steigt die warme Luft auf, an der Grenze zur Stratosphäre (Tropopause) weicht die Strömung in Richtung der Pole aus und von den Polen strömt kalte Luft über die Erdoberfläche wieder in Richtung Äquator.

 

3.2.19 Luftzirkulation

Abb. 3.2.19   die Atmosphärische Luftzirkulation
Quelle: Wikipedia

 

In Wirklichkeit strömt die Luft nicht direkt zu den Polen und wieder zurück, sondern zirkuliert, wie im Bild dargestellt, in drei Zellen. Die Ursache hierfür ist wiederum der Coriolis-Effekt. Er sorgt auf der Nordhalbkugel dafür, dass Luft, die in der Höhe vom Äquator zum Pol strömen möchte, nach rechts abgelenkt wird, bis sie parallel zu den Breitengraden strömt und damit nicht mehr weiter nach Norden vorankommt. Dies ist etwa beim 30. Breitengrad der Fall. Dort sinkt sie dann wieder ab und fließt von dort in Bodennähe als Passatwind (vorherrschender Nordostwind in den Tropen) zum Äquator zurück. Man nennt diese erste Zelle Tropenzelle oder auch Hadley-Zelle.  

In der Nähe des Äquators befinden sich Tiefdruckgebiete in der tropischen Konvergenzzone (die aber wegen der äußerst schwachen Corioliskraft in Äquatornähe eher Riesengewitter sind) und in der Nähe der Subtropen (30. Breitengrad), wo die aus den Tropen kommende Luft absteigt, befinden sich permanente Hochdruckgebiete. Diese Zonen verschieben sich mit dem Wechsel der Jahreszeiten. 

An den Polen befindet sich durch die dort vorherrschende geringe Einstrahlungsdichte ein Kältepol mit kalter Luft, ein zentrales Hochdruckgebiet. Auf der Nordhalbkugel strömt von dort die kalte Luft am Boden Richtung Süden und wird durch den Coriolis Effekt nach Westen abgelenkt, bis sie Breitengradparallel fließt und nicht mehr weiter nach Süden vordringt. Dies ist etwa beim 60. Breitengrad der Fall. Dort steigt sie mittlerweile erwärmt auf und fließt in der Höhe wieder zum Pol zurück. Im Bereich des 60. Breitengrades entsteht dadurch ein Tiefdruckbereich. Die entstandene Zelle beschreibt die dritte Zelle, die Polarzelle.

Wie bei einem Zahnrad das Zwischenrad entsteht zwischen der Tropenzelle und der Polarzelle eine 2. Zelle (Zelle der gemäßigten Breiten oder Ferrel-Zelle). Sie transportiert warme, feuchte (subtropische) Luft am Boden vom 30. Breitengrad nach Norden bis zum 60. Breitengrad. Dort trifft sie auf die kalte Polarluft, die aus dem Norden kommt und wird mit ihr gemeinsam nach oben gedrückt. Ein Teil davon fließt zurück zum Pol und ein Teil geht in Richtung Äquator zurück zum 30. Breitengrad.

 3.2.20 Luftzirkulation

Abb. 3.2.20   die Atmosphärische Luftzirkulation - animiert

 

Die Tiefdrucktätigkeit in der Nähe des 60. Breitengrades wird als subpolare Tiefdruckrinne oder auch Polarfront bezeichnet. Diese Frontzone befindet sich allerdings nicht das ganze Jahr über genau im gleichen Breitenbereich. Genauso wie die tropische Konvergenzzone wandert die Polarfront durch den Wechsel der Jahreszeiten und der damit verbunden Änderung der Sonneneinstrahlung auf den Globus. Zusätzlich beeinflussen aber auch Hochgebirge wie z.B. den Rocky Mountains die Zirkulation. Das hat insbesondere in unseren Breiten einen großen Einfluss auf die jahreszeitlich bedingten Wetterschwankungen.

 

3.2.21a Das Mäandern der Jetstreams        3.2.21b Das Mäandern der Jetstreams

Abb. 3.2.21   das Mäandern der Jetstreams an der Polarfront bzw. in den Subtropen  
(Teil 2 der Abbildung: Quelle: K.L.S. Publishing)

 

In der Nähe der Polarfront weht in einer Höhe von etwa 10 Kilometern ein sehr starker Wind von West nach Ost. Der Wind hat eine Geschwindigkeit von mehr als 100 km/h. Dieser wird als Jetstream bezeichnet und hat einen großen Einfluss auf das Wettergeschehen in Europa. 

Der Jetstream bildet sich entlang der Grenzen von 2 Luftmassen mit unterschiedlichen Temperaturen. Er ist einige hundert Kilometer breit und mäandert entlang seines Verlaufs von West nach Ost (siehe Bild oben). Die Mäanderform verändert sich laufend.  Wenn der Jetstream auf Deutschland gerichtet ist, bringt er Tiefdruckgebiete mit Warm- und Kaltfronten in unsere Richtung. 

Im Bild siehst du auch einen zweiten, weniger wichtigen Jetstream näher am Äquator. (Dort kann der Jetstream im Bereich des Himalayas auch ausnahmsweise einmal von Ost nach West wehen, was aber nur für die Flugplanung von Jets in großer Höhe relevant ist.)

Die globalen Windsysteme inkl. den Jetstreams bilden sich auf der Südhalbkugel analog aus, nur das die Hoch- und Tiefdruckbereiche jeweils umgedrehte Drehrichtung haben. Beides ist auf der Abbildung nicht dargestellt.


 

3.2.4 Lokale Windsysteme

Inhalt:

  • Anabatische und katabatische Winde (Berg- und Talwind)
  • Hangwind
  • Venturi-Effekt
  • Land- und Seewind

 

Anabatische und katabatische Winde (Berg- und Talwind)

In den Bergen erwärmen sich die Hänge, auf die die Sonne senkrecht scheint, stärker. Diese Wärme wird an die direkt am Hang anliegende Luftschicht abgegeben. Die erwärmte Luft steigt den Hang entlang auf. Dadurch wird Luft aus dem Tal nachgeführt. Dies wird als anabatischer (aufsteigender) Wind (oder Hangaufwind) bezeichnet. Dieser Wind kann eine völlig andere Richtung haben als der Wind, der über den Bergen weht.

 3.2.22 Anabatischer Wind

Abb. 3.2.22  Anabatischer Wind
Bild aus dem Video: Wolken, Wind und Thermik (siehe 3.3)

 

Nachts kühlt die Luft an den Bergflanken ab, wird schwerer und fließt deshalb bergab. Dadurch entsteht eine abwärts gerichtete Windströmung, die als katabatischer Wind oder Hangabwind bezeichnet wird. Diese Abwärtsströmung tritt zuerst an Osthängen auf, wo die Sonne im Tagesverlauf als erstes nicht mehr auf die Berghänge scheint.

Bitte beachte, dass diese Umstellung des Systems von oben nach unten stattfindet, dass also am Morgen an den höheren Bergflanken schon der Hangaufwind herrscht, während in niedriger Höhe noch der Hangabwind weht. 

 3.2.23 Berg und Talwind im Tagesverlauf

Abb. 3.2.23   Berg-Tal-Windsytem in seinen unterschiedlichen Stadien über den Tag (Quelle: LILJEQUIST, 1992)

  1.  Hangaufwind und Bergwind bei Sonnenaufgang
  2.  Hangaufwind allein am Vormittag
  3.  Hangaufwind und Talwind um Mittag
  4.  Talwind allein am Spätnachmittag
  5.  Hangabwind und Talwind gegen Abend
  6.  Hangabwind allein am Beginn der Nacht
  7.  Hangabwind und Bergwind in der Mitte der Nacht
  8.  Bergwind allein vor Sonnenaufgang

 

In Gebirgssystemen mit langgezogenen Tälern, wie wir sie typischer Weise in den Alpen finden, wird der Hangauf-  und Hangabwind durch den sogenannten Berg und Talwind überlagert (Siehe Abb.3.2.23 a-h). Die Ursache liegt in dem sogenanntem Hitzetief, das im Zentralbereich von Bergmassiven durch die dort großflächig starke Aufheizung der Luft durch die Sonne über den großflächigen Hangoberflächen entsteht.

Die erwärmten Luftmassen steigen dort großflächig auf und müssen durch die bodennahe Zufuhr von Luftmassen aus dem Vorgebirgsbereich ersetzt werden.  Dieser Effekt macht sich in der Regel um die Mittagszeit durch einen talaufwärts zum Hauptkamm gerichteten Luftstrom bemerkbar, der bis in die Abendstunden anhält (Graphik c-e). In der Nacht kehrt sich der Prozess um. Die im Hauptmassivbereich liegende Luft kühlt stärker ab. Die kälteren, schwereren Luftmassen fließen nun aus dem Zentralgebirgsbereich als Bergwind längs des Tals talauswärts ab (Graphik g-h). Der Bergwind hält bis in die Morgenstunden an, wenn bereits an den Hangflanken der Hangaufwind wieder beginnt (Graphik a). Im Laufe des Vormittags schläft er Bergwind ein, wenn der Hangaufwind bereits in vollem Gange ist (Graphikxb). 

 

Hangwind

Neben den Luftbewegungen, die durch thermische Konvektion erzeugt werden, wirken im Gebirge natürlich auch die Winde, die durch großräumige Druckunterschiede verursacht werden. Die Berge stellen sich diesen Winden als Hindernis in den Weg. Die Luftströmung wird dadurch gezwungen, an den angeströmten Bergflanken bergauf zu steigen. Auf der Luvseite entsteht ein Hangwind. Auf der Leeseite fließt die Luftströmung dagegen wieder abwärts.

 

3.2.24 Hangaufwind 

Abb. 3.2.24   Hangaufwind

 

Durch das Fliegen auf der dem Wind zugewandten Seite (Luvseite) in der Nähe des Berghangs kann ein Segelflugzeug die aufsteigenden Luftmassen nutzen. Die Leeseite sollte man allerdings meiden. Dort sind absteigende Luftströmungen vorherrschend. Da die Luftströmung oft nicht der Neigung des Berges folgen kann, sind zusätzlich Turbulenzen zu erwarten. 

Bei starkem Wind sind leeseitig entsprechend starke Abwinde und heftige Wirbel zu erwarten.

 

 3.2.25 Hangaufwind bei strukturierten Hängen

Abb. 3.2.25   Hangaufwind bei strukturierten Hängen

 

Wenn der Wind den Berghang von der Seite anbläst, solltest du nach den Bergkämmen suchen, die durch den Wind direkt angeblasen und der Wind nach oben abgelenkt wird. Die Höhe, bis zu der der Wind über den Hanggrat spürbar ist, wird als Einflusshöhe bezeichnet. Die Einflusshöhe ist abhängig von der Hangform und der Hangneigung sowie der Windstärke und der Windrichtung zum Hang.

 

Venturi-Effekt

 3.2.26 Venturi Effekt

Abb. 3.2.26   Venturi-Effekt

 

Im Bild ist zu erkennen, dass oberhalb des Berges die Linien der strömenden Luft am dichter beieinander liegen. Die Windstärke ist dort deutlich größer als kurz vor oder nach der Bergspitze. Der Berghang erzeugt einen Venturi-Effekt. Ein enger Durchgang, in dem der Luftstrom stärker ist. Der Venturi-Effekt bedeutet, dass an den Stellen erhöhter Strömung ein Unterdruck entsteht. Fliegt man in diesem Bereich, führt das zu einer Höhenmesserfehlanzeige, Der Höhenmesser zeigt durch den niedrigeren Druck eine zu große Höhe an.

 

Land- und Seewind

Durch die unterschiedliche Erwärmung von Land- und Seeflächen entsteht in den Küstenbereichen von großen Seen und Meeren eine flache Luftzirkulation, mit Windgeschwindigkeiten von 10-20 kt.

Tagsüber wird das Land stärker erwärmt, während das angrenzende Wasser die Wärmestrahlung weitgehend aufnimmt und an darunterliegende Wasserschichten weiterleitet. Dadurch steigt über dem Land warme Luft auf, bodennah fällt der Druck und es strömt kühlere Luft vom Meer nach (Seewind). Ein Kreislauf entsteht am Boden vom Meer zum Land und in der Höhe vom Land zum Meer.

Diesen Effekt des Seewindes nutzen zum Beispiel die Segelflieger in Worchester (Südafrika) in der Nähe von Kapstadt regelmäßig für Flüge von über 1000 km entlang der küstennahen Hangketten.

In der Nacht läuft die Strömung genau in die umgekehrte Richtung, weil sich die Landmassen schneller abkühlen als die Wasseroberfläche. Damit bläst der Wind am Boden vom Land zur See (Landwind). Die über dem Meer wieder aufsteigende Luft kann auch bei Nacht zu Gewittern draußen vor der Küste führen.

 3.2.27 Land Seewind

Abb. 3.2.27   Land-Seewind: Seewind

 

Seewind tritt im Frühjahr oder Sommer nur dann auf, wenn es keinen oder nur sehr wenig Wind gibt und wenn große Temperaturunterschiede zwischen der Temperatur der Luft über dem Land und der Temperatur der Luft über dem kalten Meerwasser bestehen. Seewind ist ein mäßiger Wind. Starke Winde entstehen durch den Einfluss von viel größeren Drucksystemen. Siehe auch 3.8.3.

3.2.5  Orographisch bedingte Windsysteme

Inhalt:

  • Föhn 
  • Mistral
  • Bora
  • Malojawind
  • Scirocco
  • Böhmischer Wind
  • Bise

Föhn

Der Föhn oder Föhnwind ist ein warmer, trockener Fallwind, der häufig auf der der Windrichtung abgewendeten Seite, der Leeseite, von größeren Gebirgen bei ausreichend kräftigem Wind auftritt.

Die Bezeichnung Föhn stammt aus dem deutschsprachigen Alpenraum und hat sich als meteorologischer Begriff für solche Windereignisse durchgesetzt. 

Föhnähnliche Phänomene gibt es in mehreren Gebirgen und Gebirgsbereichen. Sie werden dann aber in der Regel anders benannt.

In Verbindung mit dem Föhn bilden sich in der Regel auch Leewellen aus:  

So wie ein Stein in einem schnell fließenden Bach eine Reihe von Wellen verursachen kann, können an den Bergen Wellen entstehen.

3.2.28 Föhn mit Leewellen 

Abb. 3.2.28   Föhn mit Leewellen

 

Voraussetzungen für den Föhn ist kräftiger Wind, der fast senkrecht zu einem Gebirgszug weht. 

Bedingungen für ausgeprägte Leewellen sind:

  • eine wenig stabile untere Schicht, die sich nicht weit über die Gipfel erheben darf
  • gefolgt von einer dicken, stabilen Schicht, in der die Windgeschwindigkeit mit der Höhe zunimmt;

Günstige Bedingungen für die Bildung von Wellen treten vorwiegend im Herbst bis zum Frühjahr auf, also den Jahreszeiten, in denen durch die geringe Einstrahlintensität der Sonne eine überwiegend stabil geschichtete Atmosphäre vorherrscht.  

 

Föhneffekt

 3.2.29 Föhneffekt

Abb. 3.2.29   der Föhneffekt
Quelle: Wikipedia von Geo-Science-International  

 

Auf der Luvseite eines langgestreckten Bergrückens wird die Luftmasse gezwungen, am Berg aufzusteigen. Aufsteigende Luft dehnt sich aus und kühlt sich dabei ab. Die relative Luftfeuchtigkeit nimmt dadurch laufend zu. Sobald die Luft 100% relative Luftfeuchtigkeit erreicht, d.h. gesättigt ist, steigt die Luft feuchtadiabatisch weiter auf und es bilden sich vor dem Kamm Wolken (stratusähnliche Staubewölkung) und ggf. Niederschlag. Diese Wolke löst sich auf der Leeseite auf, weil dort die durch den Niederschlag trockener gewordene Luft wieder trockenadiabatisch absinkt, sich dabei erwärmt und dadurch die relative Luftfeuchtigkeit sofort wieder unter 100% fällt. Dadurch löst sich die Bewölkung auf, Es entsteht in der Bewölkung die Föhnlücke.

Leewellen

 3.2.30 Leewellen Rotoren und Lenticulariswolken

Abb. 3.2.30   Leewellen, Rotoren und Lenticulariswolken

Hinter dem Bergrücken bildet sich die so genannte Rotorwolke, mit eng aneinander liegenden starken Auf- und Abwindfeldern. Das Fliegen darin ist sehr gefährlich, da die Gefahr der Überlastung des Luftfahrzeugs besteht. Wenn die Luftfeuchtigkeit hoch genug ist, wird die Rotorwolke sichtbar. Sie ist ortsfest unter der Stelle, an der sich die Welle befindet. Wenn die Luftfeuchtigkeit zu niedrig ist, ist der Rotor zwar vorhanden, aber nicht sichtbar.

Um den Wellenaufwind zu nutzen, kann man sich an den Einstieg der Welle schleppen lassen. Aber Achtung, denn wenn sich eine Welle bildet, ist die untere Schicht der Atmosphäre sehr turbulent. 

Auf der Luvseite der Welle ist das Steigen stark, meist aber sehr ruhig und durch laminare Strömung gekennzeichnet.

Das Bild zeigt, dass in großen Höhen feuchte Luftschichten am Wellenkamm sogenannte „Lenticularis“ (linsenförmige Wolken), bilden können. Die 'Lenticularis', Rotorwolken und Kammwolken sind ortsfest. Sie bilden sich auf der Luvseite der Wolke immer wieder neu und lösen sich auf der Leeseite auf.

Um den Wellenaufwind einer örtlichen Welle zu nutzen, fliegt man so lange wie möglich entlang der Luvseite ähnlich dem Hangflug in Achten. Orientieren kann man sich dabei an festen Punkten auf dem Boden. 

In den Alpen unterscheidet man prinzipell zwischen  Südföhn und Nordföhn

Der Südföhn entsteht, wenn ein Tiefdruckgebiet mit dem Zentrum im Bereich der iberischen Halbinsel und den britischen Inseln und ein Hoch über Osteuropa liegen. 

Dadurch stellt sich über den Alpen eine kräftige südliche Strömung ein, die an den West-Ost ausgerichteten Hauptkammlinien den beschriebenen Föhn-Effekt auf der Alpennordseite auslösen. 

 

3.2.31 Südföhnströmung

Abb. 3.2.31   Südföhnströmung über den Alpen
Quelle: RAonline

 

Beim Nordföhn funktioniert das Prinzip in umgekehrter Richtung. Er entsteht bei einem ausgeprägten Hoch westlich der Alpen und einem Tief östlich des Alpenbereichs. Diese Konstellation sorgt dann für eine ausgeprägte Nordströmung mit vergleichbaren Effekten auf der Alpensüdseite, wie beim Südföhn auf der Alpennordseite. 

 3.2.32 Nordföhnströmung

Abb. 3.2.32   Nordföhnströmung über den Alpen

 

Mistral

Bei dem Mistral handelt es sich um einen kalten Nordwind, der zwischen den französischen Alpen und dem Zentralmassiv der Alpen durch das Rhonetal weht.

Er entsteht, wenn über dem nördlichen Zentraleuropa der Kern eines Tiefdruckgebiets und über dem Atlantik ein Hochdruckgebiet liegen, die kalte Polarluft bis weit nach Süden führen. Durch die Kanalisierungswirkung des Rhonetals ist der Wind mit einer durchschnittlichen Windgeschwindigkeit von etwa 50 – 90 Kilometern pro Stunde und Böen von mehr als 100 km/h sehr kräftig und böig. Trifft die kalte Luft über dem Mittelmeer auf Warmluft, bildet sich ein Genua-Tief und es gibt anhaltende Niederschläge in Süd- und Ostdeutschland.

Der Mistral hält in der Regel mehrere Tage an und tritt vor allem im Winter und Frühjahr auf. 

Bei einem Flug entlang des Rhonetals nach Norden ist mit sehr kräftigem und böigem Gegenwind zu rechnen. 

In den südfranzösischen Alpen führt der Mistral ebenfalls zur Ausbildung eines Wellensystems, das die Segelflieger wie bei der Föhnwelle zu ausgedehnten Höhen- und Streckenflügen nutzen.  

 3.2.33 Mistral

Abb.3.2.33:  der Mistral
Quelle: Wikipedia

Bora

Die Bora entsteht in Kroatien entlang der Küste zwischen Rijeka und Split, wenn polare Kaltluft aus nördlicher bis nordöstliche Richtung als Fallwind in die adriatische Küstenregion strömt. Über die Gebirgspässe fließt die Luftmasse zum Meer. 

Die Bora kann insbesondere in den Wintermonaten als extremer und langanhaltender Wind mit Geschwindigkeiten von bis zu 200 km/h auftreten.

Ihre Entstehung beruht auf kontinentaler Kaltluft, die sich vor allem nachts nordöstlich der Bergkämme Kroatiens unter der Warmluft an den Bergen ansammelt. Sobald das Kaltluftreservoir entsprechend hoch angefüllt ist, schwappt die kalte schwere Luft über die Kammlinien der Bergpässe und fällt dann böig und rasend bis hin zur Küste hinunter.

 3.2.34 Bora

Abb.3.2.34:  die Bora
Quelle: Wikipedia

Malojawind

Der Malojawind ist ein tageszeitlicher Luftausgleich zwischen der Poebene talaufwärts ins Engadin. Er weht über den Malojapass und führt kältere Luft aus der Poebene nordwärts ins Engadin, um das Luftvakuum auszugleichen, das aus dem Engadin als Talwind zum Hauptkamm geführt wird. 

Die entstehende Druckdifferenz ist stark genug, um den Malojapass vom niedrigen Talabschluss zwischen Bergell und dem ca. 900 m höher liegenden Taleingang zum Engadin zu überwinden. Im Engadin weht der Wind dann untypischerweise talabwärts, während er im Bergell talaufwärts weht. Aus diesem Grund wird er auch „der verkehrte Wind“ oder auch „der Nachtwind des Tages“ genannt. Besonders häufig weht dieser kühle Luftstrom in den Monaten Juli bis Oktober und kann sturmähnliche Ausmaße annehmen.

 3.2.35 Malojawind

Abb. 3.2.35   der Malojawind

 

Scirocco

Der Scirocco ist ein heißer Wind aus südlichen bis südöstlichen Richtungen, der von der Sahara in Richtung Mittelmeer weht. Er ist ein gleichmäßiger, heißer Wüstenwind, der oft im Frühjahr, frühen Sommer und Herbst weht. In Extremfällen können Geschwindigkeiten eines tropischen Wirbelsturmes erreicht werden 

Er entsteht durch die Druckdifferenz zwischen kühlen Tiefdruckgebieten in Südeuropa und der heißen Luft über der Sahara. Auch zentralmediterrane subtropische Zyklone und typische Genua-/Adriatiefkönnen den Aktionskern bilden. Je größer der Temperaturunterschied ist, desto stärker wird der Scirocco. Der Scirocco ist über Afrika trocken, nimmt aber über dem Mittelmeer Feuchtigkeit auf, die unter Umständen in den europäischen Mittelmeerländern abregnet.

 3.2.36 Scirocco

Abb. 3.2.36   der Scirocco
Quelle: Wikipedia

Wegen seiner Entstehung über der Wüste führt der Scirocco große Mengen Sandstaub mit sich, wodurch die Luft eine gelblich-rötlich-bräunliche Färbung bekommt. Die Sichtweite kann dabei auf unter einen Kilometer sinken und der Sturm den Charakter eines Sandsturms annehmen.

Der mitgeführte Sand lagert sich auch auf alpinen Gletschern ab, was zu einer sichtbaren Braunfärbung der Schneeoberfläche und somit zur Verringerung der Rückstrahlung führt. Teilweise gelangt der Sandstaub bis zu uns nach Deutschland.

 

Böhmischer Wind

Der Böhmische Wind ist die Folge eines Hochdruckgebiets, das über dem Böhmischen Becken liegt. Die dort lagernde, bodennahe Luftmasse ist also bestrebt, in die umliegenden Gebiete tieferen Luftdrucks abzufließen.

 3.2.37 Böhmische Wind

Abb. 3.2.37   der Böhmische Wind

 

Besonders ausgeprägt ist der Effekt im Winterhalbjahr, wenn längere Zeit ein Hoch über Mittel- und Osteuropa liegt und sich im Böhmischen Becken zunehmend Kaltluft ansammelt. Dabei herrscht über Böhmen meist hochnebelartige Bewölkung mit trüben Sichten.

Die Randgebirge, die Böhmen an drei Seiten umgeben, verhindern das Abfließen der schwereren Kaltluft nach Süden, Westen und Norden; nur wo diese Gebirge Passlagen oder Durchbruchstäler haben, ist ein Druckausgleich möglich. Dort strömt die in Böhmen liegende Luftmasse als kalter „Böhmischer Wind“ ins Umland.

Die Windgeschwindigkeiten sind unterschiedlich. Während er in tieferen Lagen und im Sommerhalbjahr mit Windgeschwindigkeiten von 5 bis 15 m/s auftreten kann, sind in Pass- und Kammlagen sowie im Winterhalbjahr auch Windgeschwindigkleiten von 25 m/s und mehr möglich. 

Die Beständigkeit der Strömung im Winterhalbjahr (1-3 Wochen) führt in betroffenen Gebieten zu Schneeverwehungen und starkem Raufrost, im Sommer zu Trockenheit.

Die aus dem böhmischen Becken herausfließende trockene Kaltluft vermischt sich mit der dort lagernden feuchteren und wärmeren Luft, was zu Dunst und hochnebelartiger Bewölkung führt. 

 

Bise

Die Bise ist ein kalter, trockener Nordostwind am Schweizer Alpenrand. 

Voraussetzung für ihre Entstehung ist ein Hochdruckgebiet über Nordeuropa und ein Tief im Bereich der Adria. Die sich dadurch einstellende Nordostströmung kanalisiert sich zwischen Schweizer Jura und Alpenrand. Der Wind bläst Richtung Schweizer Mittelland über den Genfer See.

Bläst die Bise im Sommer, so stellt sich in der Regel sonniges und trockenes Wetter ein, während sie im Winter zur Bildung von Inversionen sorgt und oft Hochnebel auslöst.

3.2.38 Bise

Abb. 3.2.38   die Bise

 

3.2.6  Turbulenz

Inhalt:

  • Entstehung von Turbulenzen
  • Arten von Turbulenzen
  • Orographisch bedingte Turbulenz
  • Thermische Turbulenz
  • Reibungsturbulenz

 

Die Entstehung von Turbulenzen

Luftverwirbelungen nennen wir auch Turbulenzen. Wenn man Steine in einen fließenden Bach legt, sieht man, dass das Wasser um und über die Steine fließt. Vor einer engen Passage fließt es etwas langsamer und zwischen den Steinen viel schneller. Direkt hinter den Hindernissen bilden sich Strudel. Weiter weg von den Hindernissen beginnt das Wasser wieder ruhiger zu fließen. 

Das gleiche Phänomen tritt in der Luft auf. Wenn der Wind über, entlang oder zwischen Hindernissen weht, verlangsamt und beschleunigt er sich und bildet Wirbel auf der Leeseite. Turbulenzen können auch durch absteigende und aufsteigende Luft im Zusammenhang mit der Thermik entstehen.

 

Arten von Turbulenzen

Folgende Arten von Turbulenz sind zu unterscheiden:

  • Orographisch bedingte Turbulenz
  • Thermische Turbulenz
  • Reibungsturbulenz

Die orographisch bedingte Turbulenz tritt hauptsächlich im Hochgebirge auf und kann sehr stark sein. In geringeren Höhen findest du diese Turbulenz aber auf hinter Strömungshindernissen wie Bäumen.

Aufsteigende Thermikblasen verursachen immer auch Bereiche mit absinkender Luft, so dass ein meist ein Nebeneinander von Auf- und Abwinden herrscht. Dieser Sachverhalt wird in der nachfolgenden Abbildung dargestellt. 

Reibungsturbulenz um das Ergebnis der erzwungenen Abbremsung des Windes infolge der Reibungsschicht. Sie ist abhängig von der Windgeschwindigkeit, der Rauigkeit der Erdoberfläche und der Flughöhe über Grund. Oberhalb der Reibungsschicht, die zwischen 1000 und 1500 m AGL endet, verschwindet diese Turbulenz. 

Orographisch bedingte Turbulenz

Wenn du eine Baumreihe auf dem Landeplatz überfliegst, oder auf der Luvseite neben dem Landeplatz Bäume oder ähnliches stehen, musst du bei mäßigem bis starken Wind mit erheblichen Turbulenzen rechnen. Das bedeutet die Windgeschwindigkeit variiert kleinräumig sehr stark, wodurch das Luftfahrzeug unkontrolliert in alle Richtungen versetzt wird. 

3.2.39 Turbulenz im Lee von Bäumen 

Abb. 3.2.39   Turbulenz im Lee von Bäumen

Achte besonders auf die Geschwindigkeit des Luftfahrzeugs und fliege schneller als bei leichtem Wind. Im Windschatten der Bäume nimmt die Windgeschwindigkeit manchmal deutlich ab. Je stärker der Wind bläst, desto heftiger werden die Turbulenzen. Die Stärke der Turbulenz nimmt mit dem Quadrat der Windgeschwindigkeit zu. Das heißt, wenn der Wind doppelt so stark bläst, ist die Turbulenz viermal so groß.

 3.2.40 Turbulenz im Lee eines Berges

Abb. 3.2.40   Turbulenz im Lee eines Berges

Bei schwachem Wind geht der Luftstrom auf der Luvseite den Hang hinauf und auf der Leeseite hinunter. Bei starkem Wind kann die Luft dem Berghang auf der Leeseite nicht mehr folgen und es entstehen Wirbel. Bei starkem Wind und steilem Gefälle kann sich auf der Leeseite des Hindernisses ein Rotor bilden (siehe die Abbildung unter Welle).

 3.2.41 Turbulenz an einer Talmulde

Abb. 3.2.41   Turbulenz an einer Talmulde

Auch eine Talmulde in einer Schräge kann Turbulenzen verursachen. Bei starkem Wind kommt es hier zu plötzlichen Fallwinden und Windgeschwindigkeits-schwankungen. Deshalb sollte man an Berghängen immer mit überhöhter Geschwindigkeit fliegen.

 3.2.42 Turbulenz im Gipfelbereich

Abb. 3.2.42   Turbulenz im Gipfelbereich

Je steiler der Hang und je stärker der Wind, desto größer ist die Wahrscheinlichkeit von Turbulenzen oberhalb des Gipfels und an der Stelle, an der sich der Hang nach oben wölbt. Die Turbulenz kann hier noch stärker sein, wenn sich an den gleichen Stellen Thermik mit aufsteigender und fallender Luft vermischt.

Auch Flügelenden von Luftfahrzeugen erzeugen Wirbel, die Turbulenzen (Wirbelschleppen) auslösen. Besonders große und schwere Luftfahrzeuge und Hubschrauber verursachen starke Turbulenzen. Die Wirbelschleppen bewegen sich senkrecht nach unten und lösen sich am Boden sehr schnell auf.

Deshalb sollte man unbedingt den Einflug in Bereiche meiden, in denen bis zu 2-3 Minuten vorher Turbulenz-auslösende Luftfahrzeuge geflogen sind. 

Thermische Turbulenz

Eine aufsteigende Thermikblase schiebt die sich im Aufstiegsbereich befindende Luft zur Seite, wodurch Wirbel und Geschwindigkeitsunterschiede in der Luft entstehen. Der Kern einer Thermikblase besteht aus Luft, die mit unterschiedlichen Geschwindigkeiten aufsteigt. Am Rand der Blase steigt die Luft wieder ab.

  3.2.43 Turbulenz durch Thermik

Abb. 3.2.43   Turbulenz durch Thermik

Wenn du, wie das Segelflugzeug 2 im Bild, gerade durch eine Blase fliegst, dann wirst du erst sinken, dann steigen und dann wieder sinken. Bei starker Thermik kann der Übergang von starkem Sinken zu Steigen und dann wieder zu Sinken recht plötzlich erfolgen. Wenn du eine Blase nur tangierst, kommt es manchmal vor, dass ein Flügel absinkt und der andere ansteigt. 

Segelflugzeugpiloten können diese Art von Turbulenzen in der Regel gut beherrschen, indem sie bei starken Turbulenzen die Geschwindigkeit erhöhen, was das Segelflugzeug kontrollierbarer macht. 

Außerdem ist zu beachten, dass dort, wo ein starker Abwind vorherrscht, daneben auch ein deutlicher Aufwind zu erwarten ist. 

Besonders beim Thermikflug über einem Kühlturm muss die Geschwindigkeit deutlich erhöht werden, da die Thermik dort sehr turbulent sein kann. Bei Gewitter kann der starke Auf- und Abwind so starke Turbulenzen erzeugen, dass die Belastungsgrenzen des Luftfahrzeugs mit der Gefahr der Beschädigung überschritten werden. (siehe 3.9 Gefährliche Flugbedingungen).   

Reibungsturbulenz

Bodenreibung

In einer Höhe von 100 Metern kann der Wind viel stärker sein als in wenigen Metern Höhe über dem Boden. In den unteren Metern nimmt die Windgeschwindigkeit erheblich ab, weil der Wind durch den Boden abgebremst wird. Die Änderung des Windes mit der Höhe wird als Windgradient bezeichnet. Das bedeutet, dass die Fluggeschwindigkeit eines landenden Segelflugzeugs in diesem Teil der Landung durch die schnelle Abnahme der Windgeschwindigkeit reduziert wird. Dies ist am Fahrtmesser zu erkennen, der die Geschwindigkeit des Segelflugzeugs relativ zur Strömung und nicht die Geschwindigkeit über Grund anzeigt. Um dies zu kompensieren, landet man bei starkem Wind mit erhöhter Geschwindigkeit, die etwa 10 bis 15 km/h über der normalen Landegeschwindigkeit liegt, und behält die Geschwindigkeit genau im Auge. Bei starkem Wind sollte man auch möglichst nicht mit vollen Klappen landen, da dann der Endanflug (Final) sehr steil wird, was es sehr schwierig macht, die richtige Höhe für den Abfangbogen und den Aufsetzpunkt abzuschätzen.

3.2.44 Auswirkung der Bodenreibung neu

Abb. 3.2.44   Auswirkung der Bodenreibung auf die Windgeschwindigkeit

Auf dem Bild sieht man:

1. Einen abnehmenden Wind in der unteren Luftschicht;

2. Einen Endanflug mit ausreichender Geschwindigkeit;

3. Einen Endanflug mit den folgenden Fehlern: 

  • zu wenig Geschwindigkeit;
  • hat nicht mehr auf den Fahrtmesser geachtet;
  • hat den Abfangbogen zu hoch angesetzt.

 

Windscherung

Eine Windscherung entsteht, wenn zwei aneinandergrenzende Luftmassen unterschiedliche Windgeschwindigkeit und/oder Windrichtung aufweisen.

An der Grenzfläche der Luftpakete kann es zu erheblichen Turbulenzen kommen. Dies ist insbesondere dann gefährlich, wenn die Windscherung in Bodennähe z.B. bei Start und Landung auftritt oder wenn im Gebirge im Kammbereich oder in der Nähe eines Berghanges geflogen wird.

Grundsätzlich können Windscherungen horizontalen und vertikalen Charakter haben. 

Horizontale Windscherungen treten an vertikalen Hindernissen wie Bäumen oder Gebäuden, aber auch Bergen auf.

Vertikale Windscherungen treten häufig an Luftmassengrenzen wie Inversionen auf. Turbulenzen durch vertikale Windscherungen machen sich bemerkbar, wenn im Steigflug eine bestimmte Höhefläche durchstiegen wird, in der die Windscherung liegt. Zum Beispiel beim Überfliegen einer Bodeninversion.   

Auch im Bereich von Wärmegewittern oder Gewitterfronten können erhebliche Turbulenzen an vertikalen und horizontalen Windscherungen (Auf- und Abwinde) entstehen. Ein Beispiel ist der sogenannte „Downburst“. Dabei handelt es sich um eine örtlich begrenzte Abwärtsströmung kalter Luft, die vor dem Gewitter abfällt. Fallender Hagel und Regen kühlen die Luft ab, die dann zum Boden fällt und dort eine kräftige Windströmung erzeugt, deren Richtung um bis zu 180° zu dem dort vorherrschenden Wind abweichen kann. 

Weitere Informationen zu Turbulenzen, Windscherungen und zu gefährlichen Wettersituationen findest du in Kapitel 3.9.

 

Zusammenfassung

  • Temperaturunterschiede erzeugen Druckunterschiede, die wiederum Wind erzeugen.
  • Die Windstärke wird auf der Beaufort-Skala angegeben.
  • In der Luftfahrt wird die Windgeschwindigkeit in Knoten angegeben (1 Knoten = ca. 0,5 m/s = 1,8 km/h).
  • Die Windrichtung gibt an, woher der Wind kommt. 18025/35 bedeutet: Wind aus Süd mit durchschnittlich 25 Knoten und Spitzen bis zu 35 Knoten.
  • Der Wind wird durch den Boden abgebremst und ändert am Boden seine Richtung zum tiefen Druck hin.
  • Die Windstärke hängt vom Druckgradienten ab, also dem Grad der Luftdruckänderung über eine Strecke. Wenn die Isobaren (Linien gleichen Drucks) nahe beieinander liegen, ist der Druckgradient hoch und der Wind bläst stark.
  • Der Coriolis-Effekt wird durch die Rotationsgeschwindigkeit und -richtung der Erde (von West nach Ost) verursacht. Der Coriolis-Effekt bewirkt, dass der Wind in der nördlichen Hemisphäre nach rechts abgelenkt wird.
  • Barisches Windgesetz: Kehrt man am Boden dem Wind den Rücken zu, so liegt in Blickrichtung vorne links das Tief und rechts hinter dem Beobachter das Hoch.
  • Wenn ein Gleichgewicht zwischen der Luftdruckgradientkraft, die in Richtung des Tiefdruckzentrums zeigt, und der Corioliskraft, die genau in die entgegengesetzte Richtung zeigt, herrscht, spricht man vom geostrophischen Wind.
  • In den unteren 1000 m der Atmosphäre nimmt der Wind aufgrund der Reibung mit der Erdoberfläche ab und die Corioliskraft wird kleiner, der Bodenwind weicht weniger nach rechts ab.
  • In einem Tiefdruckgebiet strömt die Luft vom Boden her ein (konvergiert), steigt im Zentrum auf und strömt in der Höhe wieder nach außen.
  • In einem Hochdruckgebiet sinkt die Luft von oben ab. Am Boden strömt die Luft aus (divergiert) und wird dabei nach rechts abgelenkt.
  • Die allgemeine Zirkulation der Luft um die Erde findet in drei Zonen statt. In der ersten Zone steigt die Luft am Äquator auf, sinkt am 30. Breitengrad ab und kehrt zum Äquator zurück, während ein Teil in Richtung des sechzigsten Breitengrades geht. In der dritten Zone zieht der Wind von den Polen (Hochdruckgebiet) zum sechzigsten Breitengrad (Tiefdruckgebiet), trifft dort auf warme feuchte Tropenluft und die Luft wird nach oben gedrückt. Ein Teil davon fließt zurück zum Pol und ein Teil geht in Richtung Äquator. So wird die zweite Zone zwischen dem 30. und 60. Breitengrad gebildet.
  • Anabatische Winde (Hangaufwinde) entstehen, weil die Sonne den Berghang erwärmt. Es gibt Thermik und aus dem Tal strömt Luft den Berg hinauf. Am Abend und in der Nacht kühlen die Hänge ab, die Luft wird kälter (schwerer) und fließt vom Berg ins Tal. Dies wird als katabatischer Wind (Hangabwind) bezeichnet. 
  • Im Gebirge wird der anströmende Wind durch die Berge gezwungen, bergauf zu wehen. Auf der Luvseite wird Hangwind erzeugt. Die Höhe, bis zu der der Wind über den Hanggrat aufsteigt, wird als Einflusshöhe bezeichnet. Durch den Venturi-Effekt ist die Windstärke dort deutlich größer als kurz vor oder nach dem Berggipfel. 
  • Seewind tritt auf, wenn es keinen oder nur sehr wenig Wind gibt und wenn große Temperaturunterschiede zwischen dem Land und dem kalten Meerwasser bestehen. Warme Luft über dem Land steigt auf und strömt in der Höhe zum Meer. Am Boden weht die kühlere Luft vom Meer zum Land.
  • Lenticulariswolken (linsenförmige Wolken) zeigen an, dass eine Welle vorhanden ist. Oft bildet sich in der Nähe des Berggipfels eine Kammwolke, und auf der Leeseite, wo es sehr turbulent ist, Rotorwolken. Bedingungen für die Welle sind: 
    • ein starker Wind fast senkrecht zu einer Bergkette;
    • eine wenig stabile untere Schicht, die sich nicht weit über die Gipfel erheben darf,
    • gefolgt von einer dicken, stabilen Schicht, in der die Windgeschwindigkeit mit der Höhe zunimmt.
  • Gebäude, Bäume und Berge können Turbulenzen erzeugen. Wenn der Wind doppelt so stark ist, steigt die Turbulenz um den Faktor 4. Man muss schneller fliegen, um das Luftfahrzeug kontrollierbar zu halten. Dies gilt auch für turbulente Thermik (z. B. im Gebirge und über Kühltürmen).
  • In Bodennähe nimmt die Windgeschwindigkeit manchmal deutlich ab, weil der Wind durch den Boden abgebremst wird. Dieses Phänomen wird im Landeanflug durch eine erhöhte Landegeschwindigkeit kompensiert.