Wind und Höhenluft

Die großräumigen Luftmassen unterschiedlicher Temperatur und unterschiedlichen Drucks verursachen enorme Ausgleichsströmungen.

Wind sucht von hohem Luftdruck zu niedrigem Luftdruck zu gelangen. Von entscheidender Bedeutung ist, dass diese Ausgleichsströmungen zwischen Luftmassen unterschiedlichen Drucks in unseren Breiten nicht direkt zum tiefen Druck strömen, sondern um einen Winkel von etwa 90° abgelenkt werden.

In verschiedenen Breitenlagen mit voneinander abweichenden Geschwindigkeiten der Erdrotation wird der Druckgradientenwind in Isobaren-parallele Luftströmungen abgelenkt und kann deshalb nicht für einen Druckausgleich sorgen.
Jedenfalls ab einer gewissen Höhe, denn am Boden kann aus den isobarenparallelen Luftströmungen durch Reibungskräfte wieder eine Windbewegung zum Tiefdruck entstehen.

Luftströmungen werden nur in den höheren Breiten und oberhalb der Reibungskräfte der Landflächen durch die Unterschiede der Erdrotation abgelenkt und beschleunigt, während in unmittelbarer Äquatornähe mit dem Maximum der Erdrotation, aber einer nur geringen Ablenkung, keine starken Winde entstehen. In Äquatornähe kann daher auch ein rascher Druckausgleich erfolgen, ohne dass sich Fronten bilden.

In den Tropen und den Polargebieten wird der Luftdruck überwiegend thermisch erzeugt, in den dazwischenliegenden Mittleren Breiten jedoch eher dynamisch durch Druckausgleichsströmungen.

Thermische Drucksysteme, die in der Höhe denselben Druckausgleich hervorrufen wie am Boden, sollen sich langlebig und stationär verhalten [Wiedersich 2003, Abb. S.47].

Dynamische Drucksysteme entstehen durch Luftströmungen, die Konvergenzen hervorrufen (durch Luftzufuhr oder Verlangsamung beispielsweise an Hindernissen) oder Divergenzen (durch Luftabfuhr und Beschleunigung beispielsweise bei starken Druckunterschieden).

Die Vertikalbewegung der Luft reicht zwar theoretisch vom Erdboden bis zur Tropopause, die sie antreibenden konvergenten und divergenten Kräfte sind aber in der mittleren Troposphäre am größten [Lmz GEOPORTAL 2013].

Die dem Bodendruck entgegengesetzten Druckverhältnisse der Höhenluft verstärken sich mit ihrer Höhe und erzeugen durch den großräumigen Luft- und Druckausgleich die extrem schnellen, häufig wellenförmigen, circumpolaren Höhenströmungen [Bahrenberg 1975].

Die hunderte Kilometer breiten Höhenströme und Jetstreams sind das Ergebnis des horizontalen (advektiven) Druckausgleichs in globalem Maßstab, Zyklone (Tiefdruckgebiete) und Antizyklone (Hochdruckgebiete) die Folge eines vertikalen (konvektiven) Druckausgleichs in regionalem Maßstab.

Tropische Warmluft gelangt aufgrund der Strahlungsverhältnisse am Äquator in allergrößte Höhen. Der Überdruck dieser tropischen Höhenluft ist ein Grund dafür, dass die äquatorseitigen Ausbuchtungen der Jetstreams oder Rossby-Wellen von Höhenrücken eingenommen werden, ihre polseitigen Ausbuchtungen von Höhentrögen [Bahrenberg 1975].

Die global wirksamen Hadley-Zellen der Tropen und der Polargebiete werden durch horizontale, Breitengrad-parallele Höhenluft-Bewegungen zum Druckausgleich hervorgerufen. Ihre absinkenden Luftmassen rufen jeweils die subtropischen und die polaren Hochdruckgebiete hervor.

Zwischen ihnen liegen jedoch die Ferrel-Zellen der Mittleren Breiten mit umgekehrten Eigenschaften. Sie werden nämlich durch vertikale Luftbewegungen zum Temperaturausgleich hervorgerufen.
Indem hier die bodennahe Warmluft der Subtropen-Hochs an den polaren Fronten in die obere Troposphäre verschoben wird, füllt sie von dort aus auch die polare Hadley-Zelle auf.
Allerdings lösen auch die vorherrschenden, sehr schnellen Westwind-Ströme Turbulenzen, Zyklone und Antizyklone aus, die eine starke Eigendynamik entfalten.

Die Stärke der Höhenströme lässt sich dadurch vergegenwärtigen, dass sie dabei die hohe Geschwindigkeit der Erdrotation von Westen nach Osten noch überholen. Diese Rotationsgeschwindigkeit beträgt am 50. Breitengrad 1123 km/h (312 m/s), an den Polen 0 m, am Äquator aber 1674 km/h oder 465 m/s.

Wahrscheinlich kann die hohe Geschwindigkeit der Höhenströme mit dem dort herrschenden geringen Luftdruck in Verbindung gebracht werden. Ebenso wahrscheinlich ist, dass die Wirkung schneller Luftbewegungen extrem niedrigen Drucks schwächer ist als die von Stürmen derselben Geschwindigkeit in Bodennähe.

Leider werden Druckveränderungen im oberen Bereich der Troposphäre im allgemeinen Diskurs um Hoch- und Tiefdruckgebiete komplett vernachlässigt. Dabei galten schon in der Mitte des 20. Jh.s Höhenwetterkarten für die Vorhersage als besonders wichtig [Harms Erdkunde 1964]. Doch scheinen die dortigen Druckverhältnisse trotz intensiver Satellitenforschung nicht völlig geklärt zu sein.

Neuerdings werden offensichtlich die Druckverhältnisse der oberen Troposphäre sogar für ausschlaggebend für das Wetter angesehen.
Das erscheint wenig wahrscheinlich, weil die Verhältnisse in Bodennähe nicht nur den Druck (durch Auflast der Luft), sondern auch die Erwärmung (durch Rückstrahlung) diktieren und damit meteorologisch stärker auf die obere Troposphäre einwirken als umgekehrt. Doch ist die Erdoberfläche nicht die einzige Wärmequelle, die Troposphäre kann große Mengen latenter Wärme (langwellige Strahlung, Luftfeuchtigkeit) speichern.
Ganz entscheidend ist aber, dass das Wasser von der Erdoberfläche in die Atmossphäre gelangt, und in diesem Erdzeitalter nicht mehr vom Himmel fällt.

Das Interesse an den höheren Luftschichten könnte durch die seit den Weltkriegen boomende Luftfahrtindustrie diktiert worden sein, die Meteorologie sich also vornehmlich am Flugwetter orientieren. Die mangelhafte Prognosefähigkeit beim Bodenwetter und den Unwetterkatastrophen wäre folglich anzusehen als synergetischer Effekt der für eine klimaschädliche Luftfahrt und luftig-windige Meteorologie angestrebten Win-Win-Situation.
Seit langem werden die Wetterdaten auch aus dem Weltraum gewonnen und maschinell (nummerisch) interpretiert. Warum sind die Wetterprognosen dennoch unzureichend?

Die dreidimensionale Druckverteilung unterscheidet sich zweifellos von der an der Erdoberfläche. Mit Hilfe von Höhenballons können die Druckverhältnisse als isobare Flächen mit Hilfe von Höhenlinien (Isohypsen) gleichen Drucks rekonstruiert werden. Doch wurden die ermittelten Höhendruckverhältnisse von den Wetterdiensten offenbar routinemäßig auf Meereshöhe umgerechnet.

Standardhöhen gleichen Drucks, der in Meereshöhe 1013,25 hPa, aber in 5 km Höhe nur noch etwa 500 hPa beträgt, werden in nichtmetrischen 'Geopotentiellen Deka-Metern' (gdm) dargestellt, 944 gdm entspricht also 9440 m über dem Meer [Nolzen 1988].
Aktuell werden sie als 'Geopotenzielle Dekameter' mit der Maßeinheit gpdam bezeichnet [Lmz GEOPORTAL 2013].

Für den 500 hPa - Druckbereich wird die Standardhöhe 5520 m und für den 300 hPa - Druckbereich die Standardhöhe 9120 m angegeben [Lmz GEOPORTAL 2013].

Die isobaren Druckflächen bzw. Höhenlinien dienen als Indikatoren eines Geopotenzials, das die Luft gleichen Drucks in diese Höhe anhebt.

Rückschlüsse auf Druck und Temperatur lassen sich anhand der Dicke der Luftschicht zwischen den Standardhöhen von 1000 hPa und 500 hPa Luftdruck ziehen, also der Schicht zwischen Erdoberfläche und 5500 m Höhe.

Die Flächen unterschiedlichen Luftdrucks bilden Mulden und Höhen, zwischen denen es zu horizontalen Ausgleichsströmungen kommt, was als Schichtdickenadvektion bezeichnet wird [Lmz GEOPORTAL 2013].

Die umgekehrten Druckverhältnisse am Fuß und an der Spitze eines Drucksystems sind für den Kreislauf der Luftmassen bedeutsam, wie das Beispiel des Indischen Monsuns zeigt, der auf einem Luftaustausch zwischen Land und Meer beruht:
Das Höhenhoch über dem sommerlichen Hitzetief der asiatischen Landmasse wird seine Luftmassen zurück zum Meer schicken. Im Winter aber entsteht über den kalten asiatischen Gebirgen ein Höhentief, das in Bodennähe hohen Luftdruck erzeugt und damit den mit großer Trockenheit verbundenen, zum Meer ziehenden Wintermonsun. [Wiedersich 2003, S.240]
Dieser großräumige Prozess wird allerdings auch durch Höhenströmungen und Höhenkonvergenzen (ITC) beeinflusst [Harms Erdkunde 1964].

Vor den Philippinen soll die Richtung der Taifune (tropische Tiefdrucksysteme) durch die Lage und Divergenz-Strömungen der Höhenhochs in einem 500 hPa-Niveau gesteuert werden [Schröder 2000, S.63].

Höhenlinien gleichen Drucks bzw. die Druckflächen größerer Höhe sollen angeblich über Hochs aufgewölbt und über Tiefs eingesenkt sein [Wiedersich 2003], was den vorangehenden Ausführungen zu Höhenhochs und Höhentiefs widerspricht.
Dabei ist anzunehmen, dass aufsteigende Luft der Bodentiefs die Höhenluft der Hochs ergänzt, allerdings nicht direkt, sondern vermittels der isobarenparallelen Luftströmungen, die gleichzeitig Luft aus sehr weiter Entfernung herbeiführen.

M. Forkel liefert auf seiner Webseite eine ähnliche Erklärung für die mögliche Gleichsinnigkeit von Rossby-Wellen, Höhendruck und bodennahen Drucksystemen [Forkel 2015]. Demnach verursachen die subtropischen Luftmassen sowohl Höhenrücken als auch absteigenden Hochdruck; das ist durchaus einleuchtend! Die aufsteigende Luft von Bodentiefs, die eigentlich eine Aufwölbung der Drucklinien verursacht, werde dagegen von den Jetstreams forttransportiert; das könnte natürlich einen Höhentrog erzeugen.

Auch nach Wiedersich 2003 divergiert die nach oben geschobene Warmluft eines Tiefs und erzeugt dadurch einen Höhentrog. Die Okklusion nach Anhebung des Warmfront-Sektors soll den niedrigsten Luftdruck erreichen, gleichzeitig aber bis zur Tropopause reichen. [Wiedersich 2003]

Wahrscheinlich ist das aber nur schöne Theorie und die Jetstreams differenzieren nicht zwischen subtropischer Höhenluft und aufsteigender Luft.
Plausibel ist ja auch die herkömmliche Erklärung, dass einfach die in den Ferrel-Zellen in Tiefdruckgebieten aufsteigende, aus den Subtropen-Hochs stammende Bodenluft Höhenrücken erzeugt, die kalte polare Hochdruck-Luft aber die Höhentröge.

Im tropischen Klima ohne Jetstream erzeugen Hitzetiefs in der mittleren Troposphäre ein Höhenhoch.

Erst nachdem ich mich lange mit dem Zusammenschustern vieler unzureichender Informationen beschäftigt hatte, bin ich auf das hilfreiche Wetterkarten-Tool des Landesmedienzentrums Baden-Württemberg mitsamt Legende und Tutorial gestoßen, das mit großer Klarheit ein plausibles und trotzdem aktuelles Meteorologie-Konzept vermittelt: "lmz GEOPORTAL - Wetteranalyse und -prognose".

Allerdings wird auch mit diesen automatischen Wetterkarten der Einfluss der oberen Luftmassen besonders herausgearbeitet. Dabei verzichtet dieses Tool vollständig auf das in anderen Wetterkarten weiterhin dominierende Konzept bodennaher Fronten - jedenfalls in der Darstellung der Wetterkarten! Das ist zweifellos ein Mangel!

Die als Rossby-Wellen bekannten Ausbuchtungen der Jetstreams sollen auch vertikale Luftbewegungen hervorrufen [Lmz GEOPORTAL 2013]:
In unserer Hemisphäre erzeugen nach Norden ausgreifende, rechtsgekrümmte Ausbuchtungen Höhenrücken, nach Süden ausgreifende, linksgekrümmte Ausbuchtungen Höhentröge.
Diese Räume unterschiedlichen Drucks führen zu einer sogenannten Vorticity-Advektion, vor dem Höhentrog zu einem positiv (+) markierten Hebungsantrieb, vor dem Höhenrücken zu einem negativ (-) markierten Senkungsantrieb. [Lmz GEOPORTAL 2013]

Die Vertikal-Antriebe vor den Krümmungen werden also nicht durch den vorherrschenden Druck, sondern durch die Kraft der Luftströmung erzeugt.

Umgekehrt erzeugen in Erdnähe isobarenparallele Luftströmungen am Tiefdruckkern konvergente bzw. am Hochdruckkern divergente Reibungswinde. In größerer Höhe wirken sich diese Luftzirkulationen gerade umgekehrt aus und erzeugen dadurch über dem Tief einen vertikalen Druck (Antizyklon = Höhenhoch) und über dem Hoch einen vertikalen Sog (Zyklon = Höhentief). [Nolzen 1988]

Wegen der Temperaturinversion an der Tropopause soll die aufsteigende Luft des Tiefdrucksystems dort (und wahrscheinlich auch an allen anderen Inversionsschichten) allerdings zur Divergenz gezwungen sein, was dann zu Höhentrögen führt, wobei sich die divergierende Luft über den Hochdrucksystemen mit absteigender Luft aufwölben soll [Häckel 2021, Abb. 6.6].

Die Jetstreams mit starker Vorticity-Advektion werden der Theorie nach zumeist ebenfalls an der Tropopause angesiedelt, bewegen sich aber auch in niedrigeren Lagen.

Vertikale Wirbel

Anlässlich der Starkregenkatastrophe wurden erneut Spekulationen über vertikale Wirbel gleichen Luftdrucks geschürt. So etwas sind jedoch ganz singuläre Erscheinungen unter Einwirkung starker Luftbewegungen (Windhosen und Wirbelwind); und tatsächlich beruhen selbst diese Erscheinungen nicht ausschließlich auf dynamischen Prozessen, sondern werden durch die starke Konvektion erhitzter Luft ausgelöst.

In Wirklichkeit ruft das Gesetz und die Dynamik des Druckausgleichs in horizontaler ebenso wie in vertikaler Richtung stets gegensätzliche Druckgefälle hervor.
Die absteigende Ausgleichsströmung eines Hochs wird immer von den Strömungen eines Tiefs aufgenommen. Zwischen ihren beiden Zentren liegen aber hunderte von Kilometern und dementsprechend viele Variationsmöglichkeiten des Wetters. Das ist natürlich auch ein Grund dafür, dass Wetterprognosen nie präzise sein können.

Nach Auffassung eines aktuellen Referenz-Lehrbuchs zur Meteorologie [Häckel 2021] haben die bodennahen Divergenzen und Konvergenzen der entsprechenden Drucksysteme einen geringeren Einfluss auf die Entstehung von Hoch- und Tiefdruckgebieten als die Konvergenzen und Divergenzen am Rande der Tropopause. Die dortigen Konvergenzen sollen sowohl Höhenrücken als auch Bodenhochs erzeugen, die dortigen Divergenzen sowohl Höhentröge als auch Bodentiefs [Häckel 2021, Abb 6.6].

In diesem Zusammenhang muss aber die Frage erlaubt sein, ob der geringe Luftdruck der Höhenluft für das erdnahe Wettergeschehen wirklich relevant sein kann.
Denn der Bodendruck stellt nicht nur die Summe jeglicher Auflast dar, sondern er wird auch dadurch erhöht, dass die Bodenluft im Gegensatz zu anderen Stoffen mit zunehmender Auflast noch verdichtet wird.
Allein die enorme Geschwindigkeit der Ausgleichströmungen der oberen Troposphäre soll also für die Beeinflussung des Wettergeschehens ausreichen.

Die mittlere und obere Troposphäre mag zwar einen abnehmenden Druck von im Durchschnitt weniger als 400 hPa erreichen, ihr Volumen beträgt aber in den Planetarische Frontalzonen noch das vier- bis fünffache der unteren Troposphäre, so dass dieses Volumen und seine Luftbewegungen einen größeren Druck ausüben könnten als die untere Troposphäre.

Vertikale Gebilde gleichen Luftdrucks sind wegen der Dynamik der Druckentstehung und des Druckausgleichs, vor allem aber wegen des unterschiedlichen Verhaltens von Luftmassen ähnlicher Eigenschaften, in unseren Breiten kaum möglich. Das lässt sich anhand der Fronten zwischen diesen Luftmassen deutlich machen:
Kaltfronten haben auf Grund der Dichte der hinter ihnen liegenden Luft und der Schwerkraft ihre größte Ausdehnung in Bodennähe. Gemessen bei 1,5 km Höhe befindet sich der Rand der kalten Luft daher 80 - 160 km hinter der Bodenfront [Encyclopaedia Britannica 2009, Artikel "front"].
Warmfronten tendieren wegen der geringeren Dichte und Schwere ihrer Luftmassen dazu, kältere Luft nicht zu verdrängen, sondern sich über diese zu schieben. Die Höhenfront warmer Luftmassen in 1,5 km Höhe befindet sich daher 320 km vor der bodennahen Warmfront [Encyclopaedia Britannica 2009, Artikel "front"].

Von einer vertikalen Ausrichtung von Luftwirbeln und Schlechtwetterfronten kann deshalb keine Rede sein. Lediglich die gesamten Drucksysteme sind horizontal so weit ausgedehnt, dass sie auch in die Vertikale wirken (bzw. umgekehrt) und zuweilen ein stationäres Verhalten annehmen können. Dabei umfassen sie mannigfaltige Vorgänge des Luftmassenaustauschs, die sich ebenso horizontal wie vertikal auswirken.

Tatsächlich zeigen die Druckverhältnisse der oberen Luftschichten auch bei ganz normalen oder milden Wetterbedingungen häufig eine erstaunliche Ähnlichkeit oder Deckung mit dem Bodendruck.