3.2  Windsysteme

Wind

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Bedeutung von Windrichtung und -stärke für den Segelflug

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

Windrichtung und -Stärke, gebräuchliche Einheiten, Anzeige- und Messgeräte

Inhalt:

• 3.2.1.1 Windgeschwindigkeit und -richtung
• 3.2.1.2 Windeinfluss in Bodennähe 

3.2.1.1  Windgeschwindigkeit und -richtung

Windgeschwindigkeit

Beziehung der Windstärke in Beaufort zu Windgeschwindigkeiten in gebräuchlichen Einheiten

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.

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

 Abb. 3.2.1.2   Schalenkreuz-Anemometer           

Windrichtung

Windsack und Windfahne zur Anzeige der Windrichtung, Angabe in Grad der Kompassrose

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.   

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. 

3.2.1.2  Windeinfluss in Bodennähe

Ursachen für die Abnahme der Windgeschwindigkeit in Bodennähe

3.2.2  Die Entstehung des Windes

Einfluss von Temperatur- und Druckunterschieden sowie der Erdrotation auf die Windentstehung

Inhalt:

• 3.2.2.1 Ursachen für die Entstehung des Windes
• 3.2.2.2 Druckgradient
• 3.2.2.3 Coriolis-Kraft
• 3.2.2.4 Geostrophischer Wind
• 3.2.2.5 Einfluss der Bodenreibung
• 3.2.2.6 Das Barische Windgesetz
• 3.2.2.7 Die Auswirkungen von Konvergenz und Divergenz 

3.2.2.1  Ursachen für die Entstehung des Windes

Temperatur- bzw. Dichteunterschiede, Druckunterschiede und die Erdrotation (Coriolis-Kraft)

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.

 

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. 

3.2.2.2  Druckgradient

Einfluss von Luftdruckunterschieden zwischen Hoch- und Tiefdruckgebieten auf die Windstärke

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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“.

3.2.2.3  Coriolis-Kraft

Ablenkung der Luftströmung durch eine von der Erdrotation verursachte 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. 

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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).

3.2.2.4  Geostrophischer Wind

Die Luftströmung im Gleichgewicht zwischen Druckgradientkraft und Corioliskraft

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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. 

 

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.

3.2.2.5  Einfluss der Bodenreibung

Abnahme von Windgeschwindigkeit und Corioliskraft in Bodennähe, Abhängigkeit von der Beschaffenheit der Erdoberfläche

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.

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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.

3.2.2.6  Das Barische Windgesetz

Wie kann aufgrund der Windrichtung die Lage des verursachenden Hoch- und Tiefdruckgebietes festgestellt werden?

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

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3.2.2.7  Die Auswirkungen von Konvergenz und Divergenz

Luftströmungsverhalten in Hoch- und Tiefdruckgebieten

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

 

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 Druckfläche). 

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.

 

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:

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3.2.3  Globale Windzirkulation

• 3.2.3.1  Globale Windzirkulation (1)
• 3.2.3.2  Globale Windzirkulation (2) 

3.2.3.1  Globale Windzirkulation (1)

Gliederung der atmosphärischen Luftzirkulationen in Hadley-Zelle (Tropenzelle mit Passatzone), Farell-Zelle (Westwindzone, Planetarische Frontalzone) und Polare Zelle (Polares Hochdruckgebiet)

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 stärker erwärmte Luft hat eine geringere Dichte als die der polaren Regionen, wodurch der Druck mit der Höhe hier langsamer abnimmt (siehe hierzu Kap. 3.2.2.1). Mit zunehmender Höhe ist damit der Luftdruck in Äquatornähe höher als auf gleicher Höhe in einer kälteren Luft, was zu einer Ausgleichsströmung führt: die Luft fließt in der Höhe zum tieferen Luftdruck in den polaren Regionen. 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, wodurch am Boden eine Ausgleichsströmung hin zum Äquator entsteht.   

Wenn sich die Erde nicht drehen würde, dann würde sich eine globale Luftzirkulation wie im Bild 3.2.3.1 dargestellt entwickeln: Tropische Luft fließt aus dem thermischen Höhenhoch zum polaren Höhentief und umgekehrt bodennah vom thermischen Kältehoch zum tropischen Bodentief.

 

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In der Nähe des Äquators finden wir 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, permanente Hochdruckgebiete (z.B. das Azorenhoch). 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 polare Kaltluft am Boden divergierend nach Süden und wird nach Westen abgelenkt. Etwa am 60. Breitengrad geht es dann nicht mehr weiter. Mit der nach Norden zurückströmenden Luft entsteht eine zweite Zelle, die als „Polare Zelle“ bezeichnet wird.

3.2.3.2  Globale Windzirkulation (2)

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Was du hier beobachtet kannst, ist eine generelle Westströmung, in der sich Hoch- und Tiefdruckgebiete entwickeln und bewegen. Auf Höhenwetterkarten ist polumspannend ein mäandrierendes Starkwindfeld verbunden mit einem starken Temperaturgefälle zu sehen (siehe Abb.3.2.3.3). Dieser Bereich zwischen dem 30. und dem des 60. Breitengrad, in dem in Mäandern die tropische Warmluft an die polare Kaltluft grenzt, nennt man „planetarische Frontalzone“, den Grenzbereich mit dem größten Temperaturgefälle innerhalb der Westwindzone „Polarfront“. Das polare Bodenhoch ist mit seiner Strömung im Uhrzeigersinn nur sehr eng begrenzt in der Polregion zu finden.

Die großräumigen Wellenbewegungen werden als „Rossby-Wellen“ oder auch als „planetarische Wellen“ bezeichnet. Sie treten in rotierenden Fluiden (Gas, Flüssigkeiten) auf. Die Auslenkung der Wellen in den mittleren Breiten ist um so größer, je größer das Temperaturgefälle zwischen den Subtropen und den polaren Regionen ist.

Auch die planetarische Frontalzone befindet sich nicht das ganze Jahr über genau im gleichen Breitenbereich. Genauso wie die tropische Konvergenzzone wandert die sie 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.

Auf der warmen Seite der Polarfront weht unterhalb der Tropopause / in einer Höhe von etwa 10 Kilometern ein sehr starker Wind von West nach Ost. Der Wind ist Folge der großen Temperatur- und Druckgegensätze in dieser Höhe und hat eine Geschwindigkeit von mehr als 100 km/h bis sogar 500 km/h. Dieser Wind wird als „Jetstream“ bezeichnet, ist einige hundert Kilometer breit und folgt als „Polarer Jetstream“ auf der warmen Seite der mäandernden Polarfront.

        

Die Lage des polaren Jetstreams hat einen großen Einfluss auf das Wettergeschehen in Europa, denn in ihm bilden sich und mit ihm bewegen sich die Tiefdruckgebiete der gemäßigten Breiten mit ihren Warm- und Kaltfronten. 

Den Wärmeaustausch zwischen den tropischen und den polaren Regionen geschieht in den gemäßigten Breiten also im Wesentlichen durch die Tiefdruckgebiete mit ihren Fronten, die an der Warmfront warme, subtropische Luft nach Norden und an der Kaltfront polare Luft nach Süden transportieren.

Im Bild 3.2.3.4 siehst du auch einen zweiten, weniger wichtigen Jetstream näher am Äquator, den subtropischen Jet. (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.)

3.2.4  Lokale Windsysteme

Tageszeitliche Stadien von Berg- und Talwind-Systemen, Hangwinde, Ursachen für Land- und Seewind

Inhalt:

• 3.2.4.1 Anabatische und katabatische Winde (Berg- und Talwind)
• 3.2.4.2 Hangwind
• 3.2.4.3 Venturi-Effekt
• 3.2.4.4 Land- und Seewind  

3.2.4.1  Anabatische und katabatische Winde (Berg- und Talwind)

Durch unterschiedliche Sonneneinstrahlung im Tagesverlauf verursachte Berg- und Talwind-Zirkulation

 

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.

(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.3.2.4.2 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.

3.2.4.2  Hangwind

Durch großräumige Druckunterschiede verursachte Hangwind, luv- und leeseitige Effekte

 

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. 

 

3.2.4.3  Venturi-Effekt

Ursache für erhöhte Windstärke vor oder nach einer Bergspitze, Auswirkung auf die Höhenmesseranzeige

3.2.4.4  Land- und Seewind

Luftzirkulation durch unterschiedliche Erwärmung von Land- und Seeflächen

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.

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3.2.5  Orographisch bedingte Windsysteme

Lokale Winde, ihre Namen und Ursachen

Inhalt:

• 3.2.5.1 Föhn 
• 3.2.5.2 Mistral
• 3.2.5.3 Bora
• 3.2.5.4 Malojawind
• 3.2.5.5 Scirocco
• 3.2.5.6 Böhmischer Wind
• 3.2.5.7 Bise 

3.2.5.1 Föhn

In Gebirgen auftretende Fallwinde und Leewellen, ihre typischen Wolkenbildungen

Föhnwind

Ein warmer, trockener Fallwind auf der windabgewandten Seite eines Gebirges

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:  

 

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;

Föhneffekt

Ursachen für die Erwärmung der absinkenden Luftmassen auf der windabgewandten Seite eines Gebirges

 

Leewellen

Entstehung von Lenticularis- und Rotorwolken, Nutzen und Gefahren für die Luftfahrt

 

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.

Süd- und Nordföhn

Lage ausgeprägter Hoch- und Tiefdruckgebiete als Ursache für die Richtung der Föhnströmung

In den Alpen unterscheidet man prinzipiell 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. 

 

3.2.5.2  Mistral

Entstehung eines kalten Nordwinds im Rhonetal

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. 

 

3.2.5.3  Bora

Entstehung eines orkanartigen Landwindes in Kroatien entlang der Küste

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.

 

3.2.5.4  Malojawind

Ein durch thermische Zirkulation verursachter Talwind von der Poebene ins Engadin

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. 

 

3.2.5.5  Scirocco

Ein heißer Wind von der Sahara in Richtung Mittelmeer

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 

 

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.

3.2.5.6  Böhmischer Wind

Ursachen und Auswirkungen von Fallwinden im Böhmischen Becken

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.

 

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 Windgeschwindigkeiten 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.

3.2.5.7  Bise

Entstehung eines kalt-trockenen Nordostwindes am Schweizer Alpenrand

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.

3.2.6  Turbulenz

Arten von Luftverwirbelungen und ihre Entstehung

Inhalt:

• 3.2.6.1 Entstehung von Turbulenzen
• 3.2.6.2 Arten von Turbulenzen

3.2.6.1  Die Entstehung von Turbulenzen

Hindernisse und Thermik können Luftverwirbelungen verursachen

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. 

3.2.6.2  Arten von Turbulenzen

Luftverwirbelungen werden nach der Ursache ihrer Entstehung unterschieden

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. 

Orographisch bedingte Turbulenz

Luftverwirbelungen können durch die Höhenstruktur der Landschaft verursacht werden

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. 

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.

Thermische Turbulenz

Luftverwirbelungen, die durch thermische Auf- und Abwinde entstehen

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. 

Reibungsturbulenz

Durch Reibung verursachte Luftverwirbelungen

Abnahme der Windgeschwindigkeit in Bodennähe, Gefahren bei der Landung

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.

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.

Luftverwirbelungen, die durch benachbarte Luftmassen mit unterschiedlicher Geschwindigkeit oder Richtung entstehen

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. 

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.

 

Anker: Begriffsbestimmungen = Wind-0; Windgeschwindigkeit = Wind-0a; Windeinfluss = Wind-0b; Entstehung Wind = Wind-1; Ursachen = Wind-1; Druckgradient = Wind1b; Coriolis = Wind1c; Geostrophischer = Wind1d; Bodenreibung = Wind1e; Barische = Wind1f; Konvergenz = Wind1g;

Zirkulation = Wind-2; Windzirkulation(1) = Wind-2a; Windzirkulation(2) = Wind2b;

Windsysteme = Wind-3; Anabatische = Wind-3a; Hangwind = 3b; Venturi = Wind3c;  LandSee = Wind3d

Oro-Windsysteme = Wind-4; Föhn = Wind-4a; Mistral = Wind4b; Bora = Wind4c; Maloja = Wind4d; Scirocco = Wind4e; Böhmischer = Wind4f; Bise = Wind4g;

Turbulenz = Wind-5; Entstehung Turb = Wind-5a; Arten = Wind5b; Orographisch = Wind5c; Thermische =   Wind5d; Reibungsturbulenz = Wind5Rei;   Zusammenfassung = Wind-Zus

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