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DIE ENTSTEHUNG DES WINDESWer die Besonderheiten des Windfeldes inBodennähe verstehen und erkennen will odergar vorausschauend nutzen möchte, muss diephysikalischen Ursachen der Entstehung desWindes genau kennen. D. h., er muss die Ände-rungen von Gradientkraft, bodenbedingter Rei-bung und Corioliskraft und ihr Zusammenspielin Abhängigkeit von der Orografie (Geländege-stalt) verstehen und während des Fluges in prak-tisch nutzbares Wissen umsetzen. Weil das so ist,möchte ich ganz am Anfang wesentliche Aspek-te der Entstehung des Windes beschreiben. Daswird sicher helfen, das Windfeld mit seinenBesonderheiten immer besser interpretieren zukönnen.

Die Voraussetzung dafür, dass sich Luft inBewegung setzt, ist ein horizontaler Druckunter-

schied. Die Luft folgt bei ihrer Bewegung demhorizontalen Druckgefälle immer vom hohenzum tiefen Druck. Die Bewegung ist umso hefti-ger, der Wind also umso stärker, je größer dasLuftdruckgefälle pro Längeneinheit ist. In derMeteorologie wird das horizontale Luftdruckge-fälle pro Längeneinheit als Druckgradientbezeichnet und die Kraft, die durch den Druck-gradienten auf das Luftteilchen ausgeübt wird,als Druckgradientkraft. Diese Kraft ist umso grö-ßer, je größer der Druckgradient selbst ist.

Auf Bodenwetterkarten ist der Abstand derIsobaren, auf Höhenwetterkarten der Abstandder Isohypsen Ausdruck für die Größe desDruckgradienten und damit für die Druckgra-dientkraft. Daraus folgt die erste wichtige Regel:

Regel 1

Je enger die Isobaren auf einer Boden-

wetterkarte, bzw. die Isohypsen auf einer

Höhenwetterkarte liegen, umso stärker

weht der Wind.

Windstille, bzw. sehr schwacher Wind, herrschtdann also dort, wo der Isobaren- bzw. Isohyp-senabstand groß ist. Dazu gehören z. B. auch dieZentren von Hochs und Tiefs oder der zentraleBereich eines Zwischenhochs, wo meist nurschwacher, variabler oder umlaufender Windanzutreffen ist.

GEOSTROPHISCHER WINDVon „geostrophischem Wind“ spricht man, wennder Wind nur durch die Gradientkraft und die

Corioliskraft verursacht wird, die Reibung wirdalso vernachlässigt. Wir wissen, dass der Winddurch die Druckgradientkraft verursacht wird.Sie wirkt vom hohen zum tiefen Druck und istbestrebt, einen direkten Druckausgleich herbei-zuführen. Auf der rotierenden Erde wird aberjeder sich bewegende Körper aus seiner Bewe-gungsrichtung abgelenkt. Auf der Nordhalbku-gel erfolgt die Ablenkung nach rechts, auf derSüdhalbkugel nach links. Diese ablenkendeKraft ist eine Folge der Erddrehung, sie greiftimmer im rechten Winkel zur Bewegungsrich-tung an.

Im Folgenden werden wir nur die Verhältnisseauf der Nordhalbkugel besprechen und deshalbausschließlich die Rechtsablenkung betrachten.Für die Verhältnisse auf der Südhalbkugel mussman sich eigentlich nur merken, dass die Dreh-

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BODENWIND

„Um die wahre Wissenschaft von der Bewe-gung der Vögel in der Luft zu erreichen, ist es notwendig, erst die Wissenschaft derWinde zu heben“

Leonardo da Vinci

Dr. Manfred Reiber ist Flugmeteorologe. In

den letzten Jahren hat er sich viel mit dem

bodennahen Windfeld beschäftigt. Er hat

einen umfassenden Artikel über dieses Phä-

nomen veröffentlicht. Wir bringen den Bei-

trag aufgrund des Umfanges in vier Teilen.

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richtungen in den Druckgebilden „Tief undHoch“ genau umgekehrt sind. Die Kraft, die die-se Rechtsablenkung hervorruft, bezeichnet manals ablenkende Kraft der Erdrotation, in der Phy-sik wird sie als Corioliskraft bezeichnet. Sie lässtsich durch folgende Gleichung beschreiben:

FC = m . v . 2ω . sinϕFC = Corioliskraft (N)ω = Winkelgeschwindigkeit der rotierenden Erde (1/s)v = Windgeschwindigkeit (m/s)ϕ = geographische Breitem = Masse des bewegten Körpers (kg)Wie man leicht sieht, ist die Corioliskraft amÄquator Null (weil die geographische Breite ϕ=0ist und daraus folgt Fc = 0) und sie erreicht anden Polen ihren größten Wert. Sie hängt außer-dem von der Geschwindigkeit und der Massedes sich bewegenden Körpers ab. Je größer dieGeschwindigkeit und seine Masse sind, umsogrößer wird Fc. Die Winkelgeschwindigkeit derrotierenden Erde kann man dabei als konstantansetzen. Aus der Formel für die Corioliskraft fol-gen die für die Praxis wichtigen Regeln 2 und 3:

Regel 2

Wenn die Windgeschwindigkeit abnimmt,

wird die Corioliskraft kleiner, die Rechts-

ablenkung geringer, der Wind dreht nach

links.

Regel 3Wenn die Windgeschwindigkeit zunimmt,

wird die Corioliskraft größer, die Rechts-

ablenkung nimmt zu, der Wind dreht

nach rechts.

Bisher haben wir noch nicht besprochen, wieman sich die ablenkende Wirkung der Coriolis-kraft plausibel erklären kann.

Stellen wir uns vor, ein Luftteilchen bewegtsich an der Erdoberfläche von Süd nach Nord.Die Umlaufgeschwindigkeit der Erde am Äqua-tor sei u1. Diese Geschwindigkeit ist größer alsauf jeder nördlicher gelegenen Umlaufbahn, wosie die Größe u2 haben soll. Bewegt sich nun einLuftteilchen von Süd nach Nord, so kommt esdort mit einer höheren Geschwindigkeit an. Beider Erdrotation von West nach Ost hat das Teil-chen auf der nördlicher gelegenen Bahn alsoeinen Impulsüberschuss nach rechts und wirddeshalb in diese Richtung abgelenkt. In derAbbildung 5 wird dieser Sachverhalt noch ein-mal anschaulich dargestellt.

Bei einer Bewegung genau nach Osten, bzw.Westen, wird die Rechtsablenkung durch die

Zentrifugalkraft erzeugt. Jede Bewegung auf derNordhalbkugel erfährt deshalb auch eine Ablen-kung nach rechts, auf der Südhalbkugel nachlinks. Zusätzlich entsteht bei einer Ost- West-Strömung auch eine abwärtsgerichtete, beiumgekehrter Windrichtung eine aufwärtsgerich-tete Vertikalbewegung. Bei Ostwind wird alsoständig Luft aus der Höhe nach unten transpor-tiert, sie bringt ihre größere Windgeschwindig-keit mit und verursacht so eine stärkere Böigkeit.

Aus der Erfahrung wissen wir ja auch, dass Ost-wind in der Regel sehr böig ist und auch amAbend nur sehr langsam „einschläft“.

Wegen der Rechtsablenkung können sich dieLuftteilchen auf der rotierenden Erde also nichtdirekt vom hohen zum tiefen Druck bewegen.Sie werden solange nach rechts abgelenkt, bissich die Corioliskraft im Gleichgewicht mit derGradientkraft befindet. In der Abbildung 6 istdieser Sachverhalt anschaulich dargestellt. ¢

Abbildung:1 Schematische Darstellung des Strömungsverlaufes zwischen Schwarz-wald und Vogesen und Erklärung der Regeln 2 und 3. Immer dann, wenn sich derQuerschnitt im ansteigenden Gelände verengt (hier: Düseneffekt in der Gipfelregiondes Schwarzwaldes bei Ostwind), nimmt die Strömungsgeschwindigkeit zu und inder Folge kommt es zu einer Rechtsablenkung des Windes. Das Rheintal selbst isteine markante Querschnittserweiterung (entgegengesetzter Düseneffekt), die zueiner Abnahme der Windgeschwindigkeit führt. In deren Folge wird die Corioliskraftkleiner und der Wind dreht nach links. Über den Vogesen kommt es wieder zu einerQuerschnittsverengung, damit zur Geschwindigkeitszunahme, die Corioliskraft wirdgrößer und der Wind dreht wieder nach rechts. Die Abbildungen 2 bis 4 zeigen rea-listische Strömungsbeispiele aus verschiedenen Gebieten Deutschlands.

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Abbildung 2: Starke Rechts-Links-Drehung im Oberrhein-graben bei Ostwind. Für dasN-S verlaufende Rheintal giltdie Regel: „Ostwind wird zuNordwind“.

Abbildung 3: Starke Links-Rechts-Drehung im Ober-rheingraben bei Westwind.Für das N-S verlaufendeRheintal gilt die Regel:„Westwind wird zu Südwind“.

Abbildung 4: Linksdrehung des Windes bei N-O-Wind westlich des Sauerlandesvon Wuppertal bis Bonn, Windführung im Moseltal. Es gilt die Regel: „Ost- bzw.Nordostwind wird hier zu Nordwind“.

Abbildung 5: Rechtsablenkung eines Luftteilchens bei einer Bewegung von Süd nachNord (Nordhalbkugel der Erde).

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Regel 4

Auf der Nordhalbkugel gilt unter geo-

strophischen Bedingungen: Im Hoch

weht der Wind in Uhrzeigerrichtung, im

Tief entgegengesetzt. Wirken nur Gra-

dient- und Corioliskraft (Reibung ist Null),

dann weht er längs der Isobaren, auf

Höhenwetterkarten längs der Isohypsen.

Regel 5Für die Praxis sollte man sich jedoch

merken, dass die Corioliskraft ihre volle

Wirkung erst erreicht, wenn die Wirk-

strecke einige Kilometer und die Wirkzeit

etwa eine halbe Stunde beträgt. Bei sehr

kleinen Geländestrukturen spielt die

Corioliskraft deshalb keine oder nur eine

sehr geringe Rolle. Das ist auch der

Grund dafür, dass der „berühmte“ Aus-

flusswirbel in der Badewanne nicht von

der Corioliskraft beeinflusst oder gar

erzeugt wird.

¢ Der geostrophische Wind, der unter der Wir-kung von Druckgradientkraft und Corioliskraftentsteht, führt also dazu, dass der Wind parallelzu den Isobaren, bzw. Isohypsen, weht. Wäre dasin der Natur tatsächlich immer erfüllt, dann wür-den einmal entstandene Druckgebilde für immerbestehen bleiben, weil die Luft „nur“ im Kreisum die Druckgebilde herum wehen würde. Wirwissen, dass das nicht so ist, also müssen nochandere Kräfte wirken, die das Entstehen und Ver-gehen von Druckgebilden ermöglichen. Hier istin erster Linie die Reibungskraft zu nennen.Fakten zum Wind unter Berücksichtigung der Reibung im Info 158.

Abbildung 6: Zur Entstehung des geo-strophischen Windes. Das Luftteilchenbeginnt sich zunächst direkt vom hohenin Richtung tiefen Drucks zu bewegen.Am Anfang der Bewegung (Punkt 1) istdie Geschwindigkeit des LuftteilchensV1 noch klein und die Ablenkung nachrechts gering. Mit zunehmenderGeschwindigkeit nimmt die Ablenkungdurch die Corioliskraft zu. Im Punkt 3ist der Gleichgewichtszustand zwischenFG, der Druckgradientkraft, und Fc, derCorioliskraft, hergestellt. Das Luftteil-chen bewegt sich von nun an längs zurIsobare.Wir stellen zunächst fest, der geostro-phische Wind weht längs der Isobaren,im Tief entgegengesetzt dem Uhrzeiger-sinn, im Hoch im Uhrzeigersinn (sieheAbbildung 7).

Abbildung 7: Geostrophischer Wind imHoch und Tief. Man kann leicht diegenerelle Strömung im Hoch und Tiefunter geostrophischen Bedingungenerkennen.

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Beim Fliegen mit leichten Sportflugzeugen, vor allem mit Gleitschirmen und Drachen, aber auch beim Fahren mit Ballonen spielt das

Windfeld im „low level“ eine sehr große Rolle. Reibungsbedingte Turbulenz, Leewirbel, beschleunigte Strömungen in „Düsen“, bzw. ver-

zögerte Strmungen durch Geländeerweiterungen, Windführung in Tälern oder Wirbel an Gebirgskanten usw. können, wenn sie uner-

wartet auftreten, zur Gefahr werden. Kennt man aber ihre Entstehungsursachen, werden diese Phänomene erwartet, das Risiko

wird minimiert und im Idealfall kann man die veränderten Strömungsverhältnisse sogar nutzen. Es gibt also ausreichend Grund sich

mit dem bodennahen Windfeld möglichst detailliert auseinanderzusetzen. Weiterführende, empfehlenswerte Literatur dafür ist das

Buch „Moderne Flugmeteorologie für Ballonfahrer und Flieger“ und die ausführliche Artikelserie zum freien Download, alles zu finden

unter www.DrMReiber.de.

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hung und der Zunahme der Windgeschwindig-keit vom Erdboden bis zur Obergrenze der pla-netarischen Grenzschicht. Verbindet man dieSpitzen der einzelnen Windvektoren miteinan-der, ergibt sich eine spiralförmige Kurve, die auchals Ekmanspirale bezeichnet wird. Sie veran-schaulicht also die Winddrehung mit zunehmen-der Höhe nach rechts und die Zunahme derWindgeschwindigkeit bis zum geostrophischenWert Vg.

In der Tabelle 1 sind statistisch ermittelte Werteaufgeführt, die Anhaltswerte für die Zunahmeder Windgeschwindigkeit und der Windrich-tungsdrehung für einzelne Höhen bis zur Ober-grenze der planetarischen Grenzschicht geben.Als erste Näherung kann man mit diesen Wer-ten, ausgehend vom Bodenwind, den Wind inder geplanten Flughöhe bestimmen. Bemer-kenswert ist, dass die Winddrehung und Wind-geschwindigkeitszunahme im unteren Teil derplanetarischen Grenzschicht deutlich stärker ist,als im oberen Teil.

Es wird jedoch unbedingt darauf hingewiesen,dass diese Werte im gegliederten Gelände undüber See erhebliche Abweichungen erfahrenkönnen. Das betrifft sowohl die Windrichtung alsauch die Windgeschwindigkeit, insbesonderedann, wenn low level jets (LLJ) an Inversionenauftreten, oder düsenartige Verengungen imGelände (orografische Effekte) vorkommen.Der Zusammenhang zwischen bodennahen

Wind unter Berücksichtigung

der Reibung

Gäbe es keine Reibung, dann würde die Luft tat-sächlich parallel zu den Isobaren wehen, um dieDruckgebilde „kreisen“, sie aber weder entste-hen noch vergehen lassen. Die Reibung entstehtan der Erdoberfläche und ist dort am größten.Mit zunehmender Höhe lässt sie nach und inreichlich 1.000 m Höhe geht sie gegen Null. Die-se Schicht bezeichnet man als planetare Grenz-schicht, im Flachland ist sie im Mittel etwa 1.250± 450 m dick.

Regel 6Reibung wirkt der Bewegungsrichtungimmer entgegen. Sie verringert die Windge-schwindigkeit und damit gleichzeitig auchdie Corioliskraft.

Bei gleichbleibender Gradientkraft, aber verrin-gerter Corioliskraft, strömt die Luft nicht mehrparallel zu den Isobaren, sondern sie wird, jenach der Größe der Reibung, zum tiefen Druckhin abgelenkt (siehe Abbildung 8).

Die Ablenkung zwischen Isobare und geostro-phischer Windrichtung hängt also von der Grö-ße der Reibung ab. Sie beträgt über glatten Was-serflächen etwa 10° und über dem Festland etwa30°. Über Gebirgen wird die Grenzschicht dickerund die Ablenkung des Windes zur Isobarenrich-tung kann 45° oder sogar mehr betragen.

Der Wind in der planetarischen

Grenzschicht

Wegen der mit der Höhe abnehmenden Reibungnimmt die Windgeschwindigkeit mit zunehmen-der Höhe zu. An der Obergrenze der planetari-schen Grenzschicht wird die geostrophischeWindgeschwindigkeit erreicht, und die Windab-lenkung von der Isobare bzw. Isohypse ist nahe-zu Null. Hier herrschen also geostrophischeWindverhältnisse.Was bedeutet das für die Praxis?

Regel 7Steigt man z.B. innerhalb der planetari-schen Grenzschicht mit einem Ballon nachoben, dann weicht seine Fahrtrichtungimmer mehr nach rechts ab und die Fahrt-geschwindigkeit nimmt zu. Steigt man ab,weicht der Ballon nach links aus und seineFahrtgeschwindigkeit nimmt ab.

Abweichungen von dieser Gesetzmäßigkeitkönnen durch die Orografie (Geländegestalt),durch Warm- bzw. Kaltluftzufuhr oder starkeThermik verursacht werden. Später werden wirdiesen allgemein gültigen Grundsatz noch präzi-sieren und über die Abweichungen von dieserRegel sprechen.

Die Windänderung mit der Höhe ist in derAbbildung 9 anschaulich in qualitativer Formdargestellt.Diese Darstellung zeigt den Verlauf der Winddre-

BODENWINDTEXT UND FOTOS DR. MANFRED REIBER

Abbildung 8: Wind unter der Berücksichtigung der Reibung A) geradlinige IsobarenB) gekrümmte Isobaren im Hoch C) gekrümmte Isobaren im Tief

Abbildung 9: Ekmanspirale, sie zeigt anschaulich die qualitative Änderung des Windes inder planetarischen Grenzschicht

Abbildung 10: Die Richtung des Bodenwindes und die Richtung des Windes an der Ober-grenze der planetarischen Grenzschicht A) im Tief, B) im Hoch

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Höhe (m) Winddrehung Faktor zur Ermittlung nach rechts (°) der Windzunahme

10 0 1.00

100 10 1.65

200 15 2.00

300 20 2.10

400 22 2.20

500 25 2.25

600 26 2.30

700 27 2.35

800 28 2.40

900 29 2.45

1000 30 2.50

Tabelle 1: Mittelwerte für dieÄnderung des Windes mit zuneh-mender Höhe (als Bodenwind istdie Windgeschwindigkeit,gemessen in 10 m Höhe, einzu-setzen; diese Mittelwerte geltenals Schätzwerte und nur für fla-ches Land)

Höhen W-Richtung Obergrenze der pl. Grenzschicht ≈ Boden W-Richtung +αBoden W-Richtung ≈ Höhen W-Richtung Obergrenze der pl. Grenzschicht –αHöhen W-Geschw Obergrenze der pl. Grenzschicht ≈ 2,5 * Boden W-Geschw.Boden W-Geschw. ≈ 0,4 * Höhen W-Geschw Obergrenze der pl. Grenzschicht

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TEIL 2

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Wind und dem an der Obergrenze der planetari-schen Reibungsschicht lässt sich auch durch ein-fache Faustformeln beschreiben Für den Ablenkungswinkel „α“ kann man überflachem Land etwa 30° und über dem Meer (giltauch für Nord- und Ostsee) etwa 10° ansetzen.Auf großen Binnenseen liegt dieser Winkel zwi-schen 10° und 30° und über gebirgigem Geländeist er größer als 30°. Er kann hier bis ca. 45°anwachsen.

Diese einfachen Formeln lassen sich auchdirekt aus der Abbildung 10a und 10b ableiten.

Der Ablenkungswinkel „α“ ist aber, wie obenschon erwähnt, nicht nur von der Rauigkeit derErdoberfläche abhängig. Er hängt außerdem vonder Geländegestalt, der Stabilität der Luftmasseund davon ab, ob ggf. ein Zustrom warmer(Warmluftadvektion) oder kalter (Kaltluftadvek-tion) Luft erfolgt. Für die Praxis sollte man sichdeshalb folgende Regel einprägen:

Regel 8Innerhalb der planetarischen Grenzschichtwird der Wind beim Sinken (z. B. im Lande-anflug) immer nach links, beim Steigen(z.B. beim Start) immer nach rechts drehen.Diese Drehung verstärkt sich bei stabilerSchichtung und bei Warmluftadvektion, siewird deutlich geringer, oder sogar überkom-pensiert bei labiler Schichtung und bei Kalt-luftadvektion. Bei Windgeschwindigkeitenunter 5 Knoten tritt praktisch keine relevan-te Drehung auf.

Weitere Ausnahmen von dieser Gesetzmäßigkeitkönnen praktisch noch in geringer Höhe auftre-ten, wenn die Winddrehung, z. B. durch Fluss-oder Gebirgstäler, einzelne Berge oder ganzeGebirge oder andere Hindernisse behindert,oder in extremen Fällen sogar umgelenkt wird.

Anschauliche Beispiele für die vertikale Wind-drehung unter verschiedenen Bedingungen zei-gen Windmessungen am 200 m Mast der UniKarlsruhe.

Abbildung 12: Winddrehung bei labiler Schichtung (die Drehung ist in den unteren 200 mweniger stark ausgeprägt, sie beträgt etwa nur 5 bis 10°). Kurzzeitig kann sie sogar umge-kehrt sein!

Abbildung 13: Warmluftadvektion verstärkt die Rechtsdrehung. Es können Drehwinkelüber 100 ° erreicht werden.

Abbildung 14: Kaltluftadvektion kann die Rechtsdrehung vollständig unterdrücken odersogar überkompensieren.

Der komplette Artikel steht auf www.DrMReiber.de zum freien Download zur Verfügung

Abbildung 11: Abends, nachts und vormittags, während der Existenz einer Bodeninversion,gut ausgeprägte Winddrehung mit der Höhe um 20 bis 30 °. Tagsüber stärkere Verzahnungder Strömung (zumindest zwischen 40 und 200 m) und geringere Drehung des Windes mitder Höhe.

Abends einsetzende Warmluftadvektion

Drehung um ca. 90°

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