geographie Windsysteme

Als Folge der Erwärmung der Erdoberfläche erwärmt sich die darüberliegende Luftschicht und dehnt sich. Dadurch entsteht in der Höhe ein Druckgefälle, das die Luft als Höhenwind abfliessen lässt. Dadurch kann die am Boden erwärmte Luft nachströmen. Gleichzeitig sinkt die Höhenluft über weniger stark erwärmten Regionen wieder ab, dadurch entsteht auch am Boden ein Druckgefälle. Um ein Druckgefälle auszugleichen, strömt die Luft als Wind von Gebieten hohen Luftdrucks (H) in Gebiete tiefen Luftdrucks (T). Derartige, durch lokale unterschiedlich starke Erwärmung der Erdoberfläche entstehende Luftströmungen werden thermische Zirkulation genannt. 

Wind erhält seinen Namen immer nach der Richtung, aus der er weht

Am Tag wird Luft über dem Festland stärker erwärmt als über einer Wasserfläche. Es entsteht Seewind. In der Nacht kühlen die stark, aber nur oberflächlich erwärmten Landmassen rascher aus als das schwach, aber bis in grosse Tiefen erwärmte Wasser. Die Luft über dem Festland wird nachts kälter als über einer Wasserfläche. Es entsteht Landwind.

In Küstenregionen entsteht das Tief während des Tages über dem Land (Seewind)

Am Vormittag erhitzen sich die steilen, dunklen Gebirgsflanken schneller und stärker als das zum Teil lange im Schatten liegende Tal. Das Kältehoch im Tal entspannt sich zum Gebirgstief hin. Am Abend kühlen die Gebirgsflanken rascher ab als der Talboden; der Wind kehrt um. Aus dem warmen Hangaufwind wird ein frischer Hangabwind.

Im Gebirge entsteht das Tief am Morgen über den Gebirgsflanken bzw. dem oberen Tal (Hangauf-  bzw. Talwind), am Abend über der Talsohle bzw. dem unteren Tal ( Hangab- bzw. Bergwind

Die Corioliskraft, eine Scheinkraft, die aus der Rotation der Erdkugel resultiert, lenkt bewegte Luft- und Wassermassen auf der Nordhalbkugel nach rechts, auf der Südhalb-kugel nach links ab.

Der Ort, an dem Passatwinde aufeinandertreffen, ist am Äquator und in Äquatornähe, wo die Sonne bekanntermaßen am stärksten scheint.Der Vorgang, der sich bei den Passatwinden vollzieht, ist grob gesagt der, dass die ausgedehnte Luft aufsteigt und ungefähr ab dem 30. Breitengrad wieder absinkt und zurück zum Äquator strömt.  Die Wehrichtung der Winde ist immer von Osten nach Weste in Richtung des Äquators. Deswegen nennt man die Passatwinde auf der Nordhalbkugel „Nordpassate" und auf der Südhalbkugel im Gegenzug „Südpassate".

Ähnlich wie das Passatsystem funktioniert auch das System der polaren Ostwinde. Über den Polen existiert durch die starke Abkühlung der Luft in den polaren Breiten ein stabiles Kältehoch, das polare Hoch. Im Bereich der 60°- Breitenkreise steigt Luft aus der subpolaren Tiefdruckrinne am Boden auf, gleichzeitig sinken kalte Luftmassen über den Polen in das polare Kältehoch ab. Als Ausgleichsströmung zwischen dem polaren Kälte-hoch und der subpolaren Tiefdruckrinne fliesst der polare Ostwind. Durch den Einfluss der Corioliskraft kommt der Wind auf der Nordhalbkugel aus Nordosten, auf der Südhalbkugel aus Südosten.

Starke Luftdruckunterschiede kennzeichnen auf beiden Halbkugeln den Bereich der mittleren Breiten. Auf der Südhalbkugel sind die Winde in der Region um den 40°- Breitengrad so stürmisch, dass man von den «roaring forties», den «brüllenden Vierzigern» spricht.

 Die über der ITCZ aufsteigenden Luftmassen fliessen als tropische Höhenwinde (THW) ins subtropische Hoch (StHg). Der subtropische Hochdruckgürtel (Erdumfang entlang des subtropischen Hochdruckgürtels ca. 33000 km) ist flächenmässig kleiner als die ITCZ (Erdumfang entlang der ITCZ = 40000 km = Äquator). Der tropische Höhenwind (THW) kann also weder als Ganzes in der Höhe bleiben noch kann er als Ganzes im subtropischen Hochdruckgürtel absinken. So sinkt der tropische Höhenwind teils im subtropischen Hochdruckgürtel ab, teils fliesst er in der Höhe als Strahlstrom oder Jetstream weiter polwärts.

 Der abgesunkene Teil des tropischen Höhenwinds fliesst vom subtropischen Hochdruckgürtel seinerseits teils als Passat (NEP) zum Äquator, teils als Südwestwind oder Nordwest- wind (Ww) polwärts. 

Der in der Höhe gebliebene Teil des tropischen Höhenwinds bewegt sich weiter polwärts. Infolge der Corioliskraft und der fehlenden Bodenreibung fliesst er praktisch als reiner Westwind in der Höhe.

siehe Bild

Innertropische Konvergenzzone kennzeichnet den Bereich der äquatorialen Tiefdruckrinne, in dem der Nordost-& der Südostpassat zusammenströmen (konvergieren). Diese Steömungskonvergenz verursacht Luftmassenaufstieg, Wolkenbildung und zum Teil kräftige Niederschläge.

• Auf der Nordhalbkugel strömt der Sommermonsun als ursprünglicher SE-Passat lange Strecken über offene Meeresflächen, nimmt Feuchtigkeit auf und fliesst nach der Äquatorüberquerung als SW-Monsun in die weit nördlich, meist landeinwärts liegende ITCZ. Der Sommermonsun bringt oft starke Niederschläge bis weit ins Landesinnere. Der Wintermonsun, ein NE-Passat aus dem Landesinnern, strömt als trockener, oft kalter Wind aufs Meer hinaus in Richtung der jetzt auf der Südhalbkugel liegenden ITCZ.

 • Auf der Südhalbkugel strömt der Sommermonsun als ursprünglicher NE-Passat über offene Meeresflächen und fliesst nach der Äquatorüberquerung als NW-Monsun in die ITCZ. Der Wintermonsun, ein SE-Passat aus dem Landesinnern, strömt als trockener Wind aufs Meer hinaus in Richtung der jetzt auf der Nordhalbkugel liegenden ITCZ.

Die maximale Luftfeuchtigkeit, die die Luft bei einer bestimmten Temperatur aufnehmen kann, wird als Sättigungsdampfdruck bezeichnet. Mit steigender Temperatur erhöht sich auch der Sättigungsdampfdruck. Das bedeutet, dass warme Luft mehr Feuchtigkeit aufnehmen kann als kalte Luft.

Die Niederschlagsintensität hängt davon ab, wie viel Wasserdampf die Luft enthält und wie schnell dieser kondensiert. Wenn die Luft gesättigt ist und der Sättigungsdampfdruck erreicht ist, kann die überschüssige Feuchtigkeit als Niederschlag ausfallen, sei es in Form von Regen, Schnee oder Nebel.

Wenn die Luftfeuchtigkeit hoch ist und die Temperatur abnimmt, wird die Luft gesättigt und der Sättigungsdampfdruck wird erreicht. Dies kann zu einer erhöhten Niederschlagsintensität führen, da die überschüssige Feuchtigkeit schneller kondensiert und Niederschlag verursacht.

Umgekehrt, wenn die Luftfeuchtigkeit niedrig ist und die Temperatur steigt, kann die Luft mehr Feuchtigkeit aufnehmen, bevor der Sättigungsdampfdruck erreicht wird. In solchen Fällen kann die Niederschlagsintensität geringer sein, da die Luft mehr Feuchtigkeit aufnehmen kann, ohne dass Kondensation und Niederschlag auftreten.

Es ist wichtig anzumerken, dass die Niederschlagsintensität auch von anderen Faktoren wie der Verfügbarkeit von Wasserdampfquellen, atmosphärischen Bedingungen und Auftriebsmechanismen beeinflusst wird. Dennoch ist die temperaturabhängige maximale Luftfeuchtigkeit ein wesentlicher Faktor, der die Niederschlagsintensität beeinflusst.

1. Temperatur: Die Temperatur der Luft hat einen direkten Einfluss auf die Luftfeuchtigkeit. Warme Luft kann mehr Feuchtigkeit aufnehmen als kalte Luft. Wenn die Temperatur steigt, kann die Luft mehr Wasserdampf aufnehmen und die relative Luftfeuchtigkeit sinkt. Umgekehrt führt eine Abkühlung der Luft dazu, dass die relative Luftfeuchtigkeit steigt.

2. Wasserdampfquelle: Die Verfügbarkeit von Wasserdampf in der Umgebung beeinflusst ebenfalls die Luftfeuchtigkeit. Wenn es eine Quelle von Wasserdampf gibt, wie zum Beispiel Wasserflächen, Pflanzen oder Verdunstung aus dem Boden, kann dies zu einer Erhöhung der Luftfeuchtigkeit führen. In trockenen Umgebungen, in denen es keine Wasserdampfquelle gibt, kann die Luftfeuchtigkeit niedriger sein.

3. Niederschlag: Regen, Schnee oder Nebel erhöhen die Luftfeuchtigkeit, da sie Feuchtigkeit in die Luft abgeben. Nach einem Regen kann die Luftfeuchtigkeit daher höher sein.

4. Wind: Der Wind kann die Luftfeuchtigkeit beeinflussen, indem er Feuchtigkeit von einem Ort zum anderen transportiert. Wenn feuchte Luftmassen über eine Region wehen, kann dies zu einer Erhöhung der Luftfeuchtigkeit führen. Andererseits kann trockener Wind, der aus trockenen Regionen weht, die Luftfeuchtigkeit senken.

5. Geografische Lage: Die geografische Lage eines Ortes kann die Luftfeuchtigkeit beeinflussen. Küstengebiete tendieren dazu, eine höhere Luftfeuchtigkeit aufgrund der Nähe zum Wasser zu haben. In höheren Breiten oder in Wüstenregionen kann die Luftfeuchtigkeit niedriger sein.

6. Vegetation: Pflanzen spielen eine Rolle bei der Regulierung der Luftfeuchtigkeit. Durch die Transpiration geben Pflanzen Feuchtigkeit an die Luft ab, was zu einer Erhöhung der Luftfeuchtigkeit führen kann.

Diese Faktoren interagieren miteinander und beeinflussen die Luftfeuchtigkeit in einem bestimmten Gebiet. Die Kenntnis dieser Einflussfaktoren kann bei der Vorhersage und dem Verständnis der Luftfeuchtigkeit helfen.

Das klassische (oder thermodynamische) Föhnmodell geht von einer Luftströmung zwischen Luv und Lee des Gebirges aus. Auf der Luvseite der Gebirge steigt die Luft auf und wird abgekühlt. Die Abkühlung erfolgt zunächst trocken adiabatisch, nach Erreichung des Taupunkts feucht adiabatisch. Deshalb erreicht relativ milde Luft die höchsten Gipfel. Auf der Leeseite der Gebirge sinkt die Luft als Fallwind stark ab und wird erwärmt. Die Erwärmung beim Abstieg erfolgt dann nur trocken adiabatisch, was zu den hohen Tempe- raturen in den Lee-Tälern führt. Auch ist die Luft nun sehr trocken. 

Von adiabatischer Temperaturänderung spricht man, wenn die Veränderung der Tempera-tur ohne Zu- und Abfuhr von Wärme, sondern nur durch Druckänderung erreicht wurde.

 Wirkungsweise: Der Föhn ist durch warme, trockene und fallende Luft gekennzeichnet. Die trockene Luft erwärmt sich beim Abstieg zusätzlich durch Kompression, da der Luftdruck in niedrigeren Höhen zunimmt. Dadurch kann die Luft sehr schnell und stark erwärmt werden. Der Föhnwind kann Geschwindigkeiten von mehreren zehn Kilometern pro Stunde erreichen.

Die Wirkung des Föhns ist vielfältig:

- Er bringt häufig eine rasche Erwärmung der Luft mit sich, wodurch die Temperaturen deutlich steigen können. Dies führt zu einer spürbaren Erwärmung und kann zu ungewöhnlich hohen Temperaturen in den betroffenen Gebieten führen.

- Der Föhn bewirkt eine starke Verdunstung und Austrocknung der Vegetation, da die trockene Luft Feuchtigkeit aus Pflanzen und Boden entzieht.

- Durch die starken und schnellen Windgeschwindigkeiten können Bäume und Strukturen Schaden nehmen. Der Föhnwind kann Stürme oder sogar Orkanböen erreichen und somit zu erheblichen Schäden führen.

- Der Föhn beeinflusst auch das Wohlbefinden von Menschen. Die warmen Temperaturen und die trockene Luft können zu körperlichem Unwohlsein führen, insbesondere bei Personen mit Atemwegserkrankungen oder Kreislaufproblemen.

Insgesamt ist der Föhn ein faszinierendes meteorologisches Phänomen, das sowohl positive als auch negative Auswirkungen haben kann.

Der Grenzbereich zwischen warmen (sub)tropischen und kalten polaren Luftmassen ist die Frontalzone. Innerhalb der Frontalzone treffen die beiden unterschiedlichen Luftmassen an der Polarfront aufeinander. Durch die Bewegung dieser Luftmassen kommt es zur Bildung grossräumiger Wirbel, sogenannten dynamischen Zyklonen. Die Entwicklung von dyna- mischen Zvklonen oder Polarfrontzyklonen kann wie folgt zusammengefasst werden: 

1. Polare Kaltluft (polarer Ostwind) und subtropische Warmluft (Westwind) treffen an der Polarfront (Pf) aufeinander.

 2. Durch die Reibung der beiden Luftmassen aneinander verformt sich die Polarfront wel- lenförmig: Die vorstossende Kaltluft lässt eine Kaltfront, die Warmluft eine Warmfront entstehen.

 3. Besonders in der Nähe des Tiefdruckzentrums dringt die Rückseitenkaltluft mit höherer Geschwindigkeit vor, als sich die Warmluft wegbewegt. Die Warmfront wird dadurch früher oder später eingeholt, es entsteht eine Okklusion.

An der Warmfront gleitet die warme Luft über eine flach ansteigende und weite Strecke entlang der Kaltluft auf. Das Vorderseitenwetter ist daher geprägt von einer langsamen Zunahme der Bewölkung (Stratuswolken), die schliesslich in der Bildung von Regenwolken (Nimbostraten) endet, aus denen ausdauernder Landregen fällt. 

Nach dem Durchzug der Warmfront endet der Niederschlag. Die Wolkendecke lockert auf, es bleibt jedoch bewölkt. Dies ist die Situation im Warmsektor.

Im Westen türmen sich schliesslich bedrohliche Gewitterwolken (Cumulonimben) auf. An der Kaltfront schiebt sich die kalte Luft unter die Warmluft und drängt die Warmluft steil in die Höhe. Schauer und Gewitter begleiten den Durchzug der Kaltfront. 

Hinter der Kaltfront hellt sich der Himmel wieder auf, kalte und trockene Polarluft ist vorherrschend. Das Rückseitenwetter ist sonnig, aber kühl.

Die schneller vorrückende Kaltfront holt die Warmfront mit der Zeit ein, man spricht von einer Okklusion. Die Grenzen zwischen Kalt- und Warmluft reichen jetzt nicht mehr bis zum Boden, der Warmluftkeil ist nur noch in der Hohe spürbar. Bei der Okklusion fallen die Wettergeschehnisse, die sich entlang der flachen Warmfront und der steilen Kaltfront abwickeln, zusammen. 

Allerdings sind die Niederschläge meist nicht mehr so kräftig, weil sich die Luftmassen schon zuvor ausgeregnet haben.

Beim Durchgang einer Polarfrontzyklone erlebt man mit dem Eintreffen der Warmfront zuerst das Vorderseitenwetter mit ausdauerndem Landregen, dann den milden Warm- sektor, der durch die Schauer und Gewitter der Kaltfront abgelöst wird. Hinter der Kaltfront beruhigt sich das Wetter und man erlebt recht sonniges, aber kühles Rückseitenwetter.

siehe bild

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Afrika: Golf von Guinea

Asien: Westküste und Nordindien

Südostasien (Thai, Vietnam, Kambotscha, Phillipinien

Südamerika: Bergland von Brasilien

Madagaskar: NW-Küste, Masoala-Wal

Luft hat die Fähigkeit, Wasser im gasförmigen Zustand aufzunehmen. Der Anteil an Wasser im gasförmigen Zustand wird als Luftfeuchtigkeit oder Luftfeuchte bezeichnet. Sie ist eine wichtige Grösse für Wettervorgänge, für Prozesse in Ökosystemen und nicht zuletzt für die Gesundheit der Menschen.

Die momentan in einer Luftmasse bei bestimmter Temperatur vorhandene Menge Wasserdampf wird als absolute Luftfeuchtigkeit (Fa) bezeichne

Luft kann Wasserdampf jedoch nur bis zur Sättigungsmenge (Fs) aufnehmen. Die Sätti- gungsmenge ist von der Temperatur abhängig.

Die relative Luftfeuchtigkeit (F) setzt die absolute Luftfeuchtigkeit zur Sättigungsmenge in Beziehung (= %-Luftfeuchtigkeit). Als Faustregel gilt: Die relative Luftfeuchtigkeit halbiert sich bei 10° Lufttemperaturzunahme. Sie verdoppelt sich bei 10° Lufttemperaturabnahme.

absolute luftfeuchtigkeit/ sättigungsmeng = relative luftfeuchtigkei

Kondensation ist das Gegenteil von Verdunstung. Wird feuchte Luft abgekühlt, so steigt die relative Luftfeuchtigkeit (Fr). Ist die Sättigungsmenge (Fs) erreicht, beträgt also die rela-tive Luftfeuchtigkeit 100%, so ist die gesättigte Luft bei weiterer Abkühlung gezwungen, einen Teil des getragenen und unsichtbaren Wasserdampfs in Form von kleinen, schwebenden Wassertröpfchen auszuscheiden. Dunst oder Nebel werden sichtbar

Die Temperatur, bei der die absolute Luftfeuchtigkeit der Sättigungsmenge entspricht, ist der Taupunkt. Am Taupunkt beträgt die relative Luftfeuchtigkeit 100% und die Kondensa-tion beginnt. Zur Kondensation sind Kondensationskerne, sogenannte Aerosole (das sind Staub, Russteilchen, Pollen oder ähnliche Stoffe, die sich in der Luft befinden), nötig. Gemessen wird die Luftfeuchtigkeit mithilfe eines Absorptionshygrometers oder mithilfe von Sensoren.

Wird Luft bis zum Taupunkt oder tiefer abgekühlt, kondensiert der Wasserdampf zu sichtbaren Wassertröpfchen oder Eisteilchen. Sind diese noch klein, werden sie durch aufsteigende Winde in der Schwebe gehalten oder weiter aufwärts bewegt. Befindet man sich in der kondensierenden Luftmasse, so spricht man von Dunst oder Nebel. Der aussen-stehende Beobachter sagt der sichtbar gewordenen Feuchtigkeit Wolke.

Dunst besteht aus kleinsten Wassertröpfchen, die dank ihrer geringen Zahl die Sicht bis zu 2 km nicht wesentlich behindern. Nebel wird ebenfalls von schwebenden Wasser-tröpfchen aufgebaut, die aber infolge höherer Konzentration die Sicht nur bis max. 1 km zulassen. Der Nebel ist - allgemein formuliert - eine auf dem Boden aufliegende Wolke, deren relative Luftfeuchtigkeit meistens bei nahezu 100% liegt.

Von der Abend- bis zur Morgendämmerung strahlt die Erdoberfläche mehr Wärme [= Infrarotstrahlung) in die Atmosphäre, als dann von der Sonne nachgeliefert wird. Durch die Abstrahlung verliert die Erdoberfläche (Gesteine, Wald, Äcker, Wasserflächen etc.) sehr viel Wärme. Sobald die Erdoberfläche eine tiefere Temperatur als die direkt angrenzende, bodennahe Luftschicht hat, strahlt die Luftschicht Wärme an den Untergrund ab. So entsteht ein Wärmefluss aus den bodennahen Luftschichten in die Erdoberfläche und von dort in die obere Atmosphäre und kühlt die bodennahen Luftschichten ab. 

Sobald die Temperatur dieser Luft unter den Taupunkt sinkt, beginnt die Luftfeuchtigkeit zu kondensieren - es entsteht Nebel. Da dieser Nebel seiner Entstehung wegen in Bodennähe liegt, wird er als Bodennebel (auf seine Lage bezogen) oder Strahlungsnebel (auf seine Entstehung bezogen) bezeichnet. Auf dem Festland sind die Strahlungsnebel die häufigsten.

 Hochnebel entstehen, wenn warme, eher feuchte Luft über kalte Luft, die schwer in den Tälern liegt, streicht. Hochnebel schwebt am Kondensationsniveau und liegt - dies als Spezialfall des Nebels - nicht auf dem Boden.

Seenebel entstehen, wenn warme, feuchte Luft über kaltes Wasser streicht. Umgekehrt, wenn kalte Luft über warmes Wasser strömt, bilden sich ebenfalls Nebel, die aber als Meerrauch bezeichnet werden.

Steht der Beobachter ausserhalb, nimmt er die kondensierten Wassertröpfchen oder Eiskristalle als Wolke wahr. Wolken tragen, je nach ihrem Aussehen, unterschiedliche Namen. Sobald die Wassertröpfchen so gross werden, dass sie nicht mehr in der Schwebe gehalten werden können, beginnt der Niederschlag. Wichtige Wolkenformen sind die Regenwolken (Nimbostraten) und die Gewitterwolken (Cumulonimben), aus denen bedeutende Niederschlagsmengen fallen können.