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Ein Tiefdruckgebiet beginnt sich auf Grund warmer und kalter Luft gegen den Uhrzeigersinn zu drehen, bis sich beide ausgeglichen haben.
In der Drehbewegung entsteht eine Linie kalter Luft (Kaltfront) und einer Linie warmer Luft (Warmfront). an beiden Fronten entsteht Niederschlag, dazwischen befinden sich Gebiete mit Warm- bzw. Kaltluft, wo es keinen Niederschlag gibt. Ein Tiefdruckgebiet lebt ca. 5 - 7 Tage, danach sind kalte und warme Luft verschmolzen (okkludiert)
Hochdruckgebiete entstehen bevorzugt an Wendekreisen.
Tiefdruckgebiete dort, wo warme und kalte Luft zusammengeführt wird.
Hier entstehen Tiefdruckgebiete: Am Kalifornischen Strom, am Äquatorialstrom dem Golfstrom, Ojaschio und Kuroschio.
Entstehung von Hoch und Tiefdruckgebieten
Diese Druckgebilde entstehen hauptsächlich durch die Strahlströmung (Jetstreams - Geschwindigkeiten von 100 - 360 km/h, wirkt sich jahreszeitlich wechselnd zwischen 30° und 65° als allgemeine Westwinddrift bis auf die Oberfläche aus)
denn sie mäandriert und bildet Wirbel, die Zyklonen und Antizyklonen.
Außerdem führt eine Beschleunigung der Strömung zu einer Luftmassenverlagerung nach links, eine Bremsung zu einer nach rechts (zumindest auf der Nordhalbkugel), mit der jeweiligen Bildung von hohem und tiefem Druck am Boden, wodurch ebenfalls Zyklonen und antizyklonen entstehen können.
Die Zyklonen scheren als wandernde Zyklonen auf Grund der Corioliskraft zum Pol hin aus (je näher zum Pol, desto stärker ist die Corioliskraft, daher sind Zyklonen eher im polwärtigen Teil der Westwindzone zu finden.
Bei den Antizyklonen mit ihren nach rechts drehenden Winden wirkt die Corioliskraft in entgegengesetzter Richtung verstärkend, so dass sie äquatorwärts ausscheren.
Luftdruck - Die planetarische Zirkulation
Die planetarische Zirkulation resultiert aus den unterschiedlichen Wärmeverhältnissen auf der Erde und der sich daraus ergebenden Luftdruckunterschiede.
Es gibt markante breitenparallel angeordnete Luftdruckzonen:
1.) Die äquatoriale Tiefdruckrinne
2.) der subtropische Hochdruckgürtel
3.) der subpolare Tiefdruckgürtel
4.) die polaren Hochdruckgebiete
Die äquatoriale Tiefdruckrinne wird gegen die Pole vom Roßbreitenhoch begrenzt.(hoher Luftdruck)
Das Roßbreitenhoch pendelt, bedingt durch den asiatischen Raum zwischen dem 30 - und dem 50.igsten Breitengrad.
Anschließend gibt es eine Zone extremen Windes und Tiefdruckgebieten - außertropische Westdriftzone.
Auf der Südhalbkugel Zone starker Winde
40° - roaring fourties
50° - furious fifties
60° - shrieking sixties
Hier liegt der Luftdruck sehr niedrig 990 hPa
Nordhalbkugel:
Weiter im Norden schließt sich die subarktische und die subantarktische Tiefdruckrinne mit ausgeprägten Zentren niedrigen Barometerstandes.
Islandtief und Aleutentief.
Sturmtiefs entwickeln sich hier.
Auf der Südhalbkugel wehen Winde mit orkanartiger Geschwindigkeit von S od. SE. Über der Antarktis ist hoher Bodenluftdruck ausgebildet.
Die Ursache für die wesentlich größeren Luftdruckunterschiede auf der Südhalbkugel liegt in der Reibung. - Landmasse
Der Kreislauf der athmosphärischen Zirkulation bewegt sich nicht zwischen den warmen Tropen und den Polarregionen indem in der Höhe zu den Polen die Luft abfließt und von den Polen zum Äquator zurückkehrt.
Sie wird modifiziert durch die erdmechanischen Bedingungen, z.B.: die unterschiedliche Erwärmung der Erdoberfläche und den darüberliegenden Luftschichten, sowie die unterschiedliche Verteilung von Land und Wasser. Ablenkend wirkt die Erdrotation, sowie die Reibung an unterschiedlichen Materialien der Oberfläche.
Man kann diese modifizierenden Kräfte berechnen.
Überall auf der Erde, wo es Luftdruckunterscheide gibt, haben die Teilchen das Bestreben Gegensätze auszugleichen. Es wirken verschiedene Parameter ein.
1.) Die Gradient Kraft
Die Gradientkraft setzt ein, sobald ein Luftdruckgefälle entsteht. Sie bewegt dei Luft vom höheren zum tieferen Druck senkrecht zum Verlauf der ISOBAREN.
2.) Coriolis Kraft, die ablenkende Kraft der Erdrotation
Durch die Rotation der Erde wirkt die ablenkende Kraft der Erde als "Scheinkraft" auf jedes Luftteilchen ein, dass sich auf der rotierenden Erde bewegt. Sie zwingt die Teilchen oberhalb der Peplopause senkrecht zum Druckgefälle und parallel zu den Isobaren zu wehen.
Der Wind wird als Gradientwind bez. da er dem Luftdruckgradienten entspricht und mit der Coriolis Kraft und der Fliehkraft im Gleichgewicht steht.
Die Coriolis Beschleunigung wirkt durch due Erdrotation bedingt auf der Nordhalbkugel als Rechtsablenkung und auf der Südhalbkugel als Linksablenkung.
Die Coriolis Beschleunigung nimmt mit der geographischen Breite zu - gegen den Äquator gegen Null.
Je größer die Gradientkraft, desto größer auch die Coriolis Kraft.
In den mittleren Breiten ändert sich die Umdrehungsgeschwindigkeit der Erde, pro Breitengrad um 20 km/h.
Wird ein Teichen also um vier Breitengrade verschoben, so ändert sich ihre Geschwindigkeit um 100 km/h.
isobarenparallel wehender Wind geostrophisch
von einem Höhenhoch zu einem Höhentief zyklostrophisch
Die Fliehkraft bewirkt eine Beschleunigung senkrecht zur Bewegungsrichtung, wirkt am Äquator am stärksten (g ist dort am größten) g ist ebenso wichtig bei der Rotation der Luftmasse rund um Hoch und Tief.
Hoch. Zentrifugalkraft und Coriolis Kraft entgegengesetzt.
Tief: gleichsinnig.
Die Reibungskraft bremst die bodennahe Luftbewegung und wirkt zugunsten der Gradientkraft.
Der Luftmassenausgleich geschieht auf der Nordhalbkugel am Boden mit einer mit dem Uhrzeigersinn gerichteten Schraubenbewegung aus dem Hoch heraus und gegen den Uhrzeigersinn in das Tief hinein.
Je größer die Reibung desto steiler der Wind vom Hoch zum Tief., je ausgeglichener das Gelände , desto stärker der Wind. In der freien Atmosphäre weht der Wind isobarenparallel, Einströmungswinkel 0°
auf dem Land 30 - 45°
Stärkere Stürme auf dem Meer (5 - 20°)
In großer Höhe Jet Streams - 600 km/h (geostrophischer Wind)
Die Stärke eines geostrophischen Windes ist davon abhängig, wie groß der Abstand der isobaren ist. Je kleiner der Abstand desto größer die Geschwindigkeit.
Wenn dauernd so ein Wind weht könnte es keine Witterungsveränderungen geben.
Erklärung:
Coriolis Kraft und Gradient Kraft treten mit geringer Verzögerung wegen des Trägheitsmoments in der Luftströmung auf.
Daher kommt es zu den sogenannten ageostrophischen KOMPONENTEN.
Sie treten vor allem in der bodennnahen Luftschicht auf. Sie führen wiederum zu den KONVERGENZEN UND DIVERGENZEN im Strömungsverhalten.
Konvergenz:
Massenzuwachs in einem Luftvolumen, da mehr Masse ein als ausströmt. Sie führt am Boden zu Hebungsvorgängen in der Atmosphäre und zu einer Divergenz in der Höhe , wo dann mehr Masse aus als einströmt.
Divergenz:
Umgekehrt führt die Divergenz am Boden zu Absinkvorgängen und Konvergenz in der Höhe.
Vorticity:
Wichtig für den Transport von Energie in den Luftströmungen ist die Wirbelgröße auch Vorticity genannt.
Maß für die Drehbewegungen eines Luftteilchens um eine vertikale Achse - wie in einer Zyklone.
Die absolute Vorticity ()
Drehbewegung die ein Teilchen mit der rotierenden Erde ausführt.
Mit abnhemender geographischer Breite wird diese Kraft geringer
Am Äquator ist diese Kraft gleich Null, da dort die Drehachse der Erdrotation senkrecht auf der Drehachse des Luftteilchens steht.
Als relative Vorticity () bezeichnet man das Maß der Drehbewegung eines Luftteilchens um seine vertikale Achse bezogen zur Erdoberfläche.
Die relative Vorticity ist im Grunde ein Teil der absoluten, denn sie umfaßt die Bewegung des Luftteilchens relativ zur Erdoberfläche und führt eine Drehbewegung mit der rotierenden Erde zusammen aus.
Der Drehimpuls (Vorticity):
Gegenspieler zur Corioliskraft:
Bei Beschleunigung der Coriolis Kraft nimmt die Vorticity ab, bei Verminderung zu.
Bei antizyklonaler Kurve - einer Strahlstromwelle ist die Coriolis Beschleunigung größer als die relative Vorticity, bei zyklonaler Kurve kleiner.
Konsequenz:
Bei Massenverlagerung Richtung Äquator (Zunahme relativer Vorticity) werden Hochdruckgebiete am Boden unterstützt, gegen den Pol hin (Corioliskraft nimmt zu) Stützung von Tiefdruck am Boden.
Formel für den Zusammenhang von absoluter und relativer Vorticity, sowie der Corioliskraft:
= + f = const
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