Installiere die Dokumente-Online App

word image
Seminararbeit / Hausarbeit

Globale atmo­sphä­ri­sche Zirku­la­ti­on: Wie kommt die Energie vom Äquator zu den Polen?

4.068 Wörter / ~18 Seiten sternsternsternsternstern Autor Noah H. im Jan. 2013
<
>
Download
Dokumenttyp

Seminararbeit
Geowissenschaften

Universität, Schule

Rheinische Friedrich-Wilhelms-Universität Bonn

Autor / Copyright
Noah H. ©
Metadaten
Preis 5.00
Format: pdf
Größe: 0.88 Mb
Ohne Kopierschutz
Bewertung
sternsternsternsternstern
ID# 26767







Globale atmosphärische Zirkulation:

Wie kommt die Energie vom Äquator zu den Polen?


Rheinische Friedrich-Wilhelms-Universität Bonn

Fachbereich Geographie

Unterseminar A: Physische Geographie Aufbau

Leitung: Dr. T H

Sommersemester 2012

28.04.2012

(2.Semester)

Inhaltsverzeichnis


1.  Einleitung ………………………………………………………………………………… 3

2.  Physikalische Grundlagen der globalen Zirkulation….………………….……………. 4

3.  Tropische Zirkulation …………………………………………………………….…… . 5

  3.1  Innertropische Konvergenz und Passate 5

  3.2  Äquatoriale Ost- und Westwinde 5

4. Außertropische Zirkulation . 9

  4.1  Planetarische Frontalzone   . 9

   4.2  Jetstreams .10

  4.3  Genese von Zyklonen . 12

5.  Polare Zirkulation 13

6.  Wie kommt die Energie vom Äquator zu den Polen? . 14

     Literaturverzeichnis

     Abbildungsverzeichnis

1. Einleitung


Als  globale oder allgemeine Zirkulation bezeichnet man ein globales System von großräumigen Luftströmungen, die zum Temperaturausgleich zwischen warmen und kalten Gebieten entscheidend beitragen. Diese Luftströmungen beziehen sich größtenteils auf die Troposphäre, werden aber auch noch von der darüber liegenden Stratosphäre beeinflusst.

Die globale Zirkulation wirkt sich aber nicht nur auf die Windverhältnisse aus, sondern hat auch einen großen Einfluss auf die Verteilung und Intensität von Niederschlägen, die Bewölkung und insbesondere auf die Temperaturverhältnisse innerhalb der Atmosphäre.

Ausschlaggebend für die globale atmosphärische Zirkulation ist ein stetiges Ungleichgewicht der Strahlungsbilanz, also die Differenz zwischen Energiezufuhr von der Sonne und Energieabgabe von der Erde. Somit ist nicht die Tatsache entscheidend, dass Sonnenergie unterschiedlich auf der Erde verteilt ist, sondern dass der Unterschied zwischen Strahlungszufuhr und Strahlungsabgabe regional unterschiedlich groß ist.

Nur wenn man die Erde insgesamt betrachtet, ist ihre Strahlungsbilanz ausgeglichen.

Ein solcher Ausgleich zwischen sogenannten Überschuss – und Defizitregionen erfolgt nicht nur allein

durch die Verfrachtung warmer Luft in kältere Regionen. Ein großer Anteil des Energietransportes erfolgt über den Wasserdampf, welcher in warmen Regionen von Wasseroberflächen verdunstet und seine Energie bei der Kondensation in kälteren Gebieten, in Form von latenter Wärme wieder freisetzt.

Ein weitere Teil des Energieausgleiches sind große Meeresströmungen, wie der Golfstrom im Atlantik oder der Humboldt-Strom im Pazifik, die warmes Wasser polwärts und kaltes Wasser in Richtung Äquator transportieren. Auf den globalen Energietransport wird in Kapitel 5 noch genauer eingegangen.

Um die komplexe Wirkungsweise und ihre einzelnen Bestandteile der globalen Zirkulation besser zu verstehen, sollte man sich zunächst einmal mit der grundlegenden physikalischen Gesetzmäßigkeit vertraut machen.

2. Physikalische Grundlagen der globalen Zirkulation

Die denkbar einfachste Form der  Zellstruktur der Atmosphäre, wäre im Optimalfall eine Zirkulationszelle pro Hemisphäre. In dieser  Zelle würde die erwärmte Luft über dem Äquator aufsteigen und als polwärts gerichtete Höhenströmung zu den Polen fließen, dort absinken und als Oberflächenströmung  wieder äquatorwärts fließen. Dies entspricht dem ursprünglich von George Hadley im 18.Jhd. vorgeschlagenem Zirkulationsmodel.

In der Realität ergeben sich wesentlich kompliziertere Zirkulationsmuster aufgrund verschiedener, vorherrschender Phänomene.

Die Erdrotation und die aus ihr resultierende Corioliskraft spielt hierbei eine entscheidende Rolle.

Sie wird als eine Beschleunigung definiert, die auf einen frei beweglichen Körper in einem rotierenden System wirkt. Ihre besondere Bedeutung liegt vor allem in der richtungsablenkenden Wirkung als Folge der Massenträgheit der von Nord-Süd bzw. Süd-Nord (meridional) strömenden Luftmassen.

Auf der Nordhalbkugel erfolg eine Ablenkung nach rechts und auf der Südhalbkugel nach links (HAAS 2008). Die Stärke der Corioliskraft ist von der Breitenlage abhängig. An den Polen ist sie maximal, da dort der größte Abstand zu Rotationsache (Erdachse) zu verzeichnen ist, am Äquator  hingegen verschwindet sie gänzlich.

Download Globale atmo­sphä­ri­sche Zirku­la­ti­on: Wie kommt die Energie vom Äquator zu den Polen?
• Download Link zum vollständigen und leserlichen Text
• Dies ist eine Tauschbörse für Dokumente
• Laden sie ein Dokument hinauf, und sie erhalten dieses kostenlos
• Alternativ können Sie das Dokument auch kаufen

Ein weiterer wichtiger Faktor ist der Einfluss der Erdoberfläche, da die Verteilung der Landmassen sich auf die Temperatur- und Druckverhältnisse auswirkt und die Reibung auf die planetarische Zirkulation verstärkt.

Zudem bestehen Wechselwirkungen zwischen der Atmosphäre und den Ozeanen, deren Strömungen eine wichtige Rolle beim Energieaustausch  spielen. Der Anteil von Meeresströmungen am globalen Wärmeaustausch  wird zwischen niederen und hohen Breiten auf 15% geschätzt (SCHRÖDER 1997).

So sind also die Phänomene der Erdrotation,  Erdachsenschrägstellung von 23,5° und der Ungleichheit der Landmassenverteilung (auf der Nordhalbkugel mehr Landmasse als auf der Südhalbkugel) dafür verantwortlich, dass sich drei Zirkulationszellen pro Hemisphäre ausgebildet haben. Bei diesen drei Zellen handelt es sich um die tropische Hadley-Zelle, die Zelle der mittleren Breiten (Ferrel-Zelle) und die Polarzelle.

Die schematische Darstellung dieser Zirkulationszellen ist in Abbildung 1 zu sehen.

Abb.1: Die wichtigsten Zirkulationszellen der Atmosphäre  (bildungsserver.hamburg.de 2012)                                               

3. Tropische Zirkulation

Bevor auf die einzelnen Zirkulationsmuster im Detail eingegangen wird, möchte ich anhand von

Abbildung 2 einen kurzen Überblick aller Zirkulationszellen und Windsysteme der globalen atmosphärischen Zirkulation geben.

Aufbauend auf die physikalischen Grundlagen wird nun im folgenden Kapitel die Tropische Zirkulation genauer beschrieben.

Abb.2:  Zirkulationszellen und Windsysteme der atmosphärischen Zirkulation (wiki.bildungsserver.de)

3.1  Innertropische Konvergenz und Passate


Im Mittelpunkt der Tropischen Zirkulation steht die Innertropische Konvergenz Zone, welche allgemein als ITC abgekürzt wird.In dieser Zone erwärmen sich die bodennahen Luftmassen am stärksten, da in der Äquatorregion die Sonne im Zenit steht und so die Sonneneinstrahlung am höchsten ist. Die erwärmten Luftmassen steigen auf, wodurch in Bodennähe eine erdumspannende Tiefdruckrinne entsteht.

Durch die nachströmende Luft am Boden erhöht sich der Luftdruck und es bildet sich der subtropische Hochdruckgürtel.

Diezusammenströmenden Luftmassen (Passate) weichen in der Innertropischen Konvergenzzone nach oben hinaus. Diese Passatzirkulation bildet sich zwischen 30° nördlicher und 30° südlicher Breite aus. Am Boden und äquatorwärts gerichtet weht dort der Nordost- bzw. Südostpassat. Die Passate entstehen  aus der Ostströmung, welche unter Einfluss der Reibung der Erde in einen Nordostpassat, auf der Nordhalbkugel und in einen Südostpassat auf der Südhalbkugel übergehen.

In der Höhe weht in entgegengesetzter Richtung der Antipassat, welcher sich aus dem Subtropen Jet entwickelt und einen starken Westwind bildet (Abb.3).

Da die Passate aber nur einige Kilometer mächtig und bereits abgeschwächt sind, kommt es nur zu einem sehr schwachen Aufsteigen. Es wird beispielsweise von einem  „relativ kleinen Massezustrom in einem sehr breiten Kamin“(BLÜTHGEN 1964, 209) gesprochen.

In Äquatornähe kommt es zur starken  Kondensation, was wiederum zur Wolkenbildung führt. Da die Gewitterwolken (Cumulonimben) eine solche Mächtigkeit besitzen und bis in Höhen von 10 km aufsteigen, sinkt der Luftdruck in den unteren Schichten und der Luftdruckgegensatz zwischen inneren Tropen und Subtropen vergrößert sich. Dies hat eine Verstärkung des Passates zur Folge.

Dieser Gegensatz hat zur Folge, dass die Luft in diesen Regionen dünne und instabile Schichten aufweist. Zudem sind „Kräftige Vertikalbewegungen der Luft ( .) die Ursache für räumliche Trennung der elektrischen Ladungen innerhalb einer hochreichenden Wolke. Bei entsprechender Zunahme der Spannung werden heftige Gewitter ausgelöst, wie sie für die feuchten Tropen charakteristisch sind“(SCHRÖDER 1997, 68).

                         Abb.3:  Passatzirkulation mit Innertropischer Konvergenz.    (Lamberty 2009)                                                                                              


Innerhalb der Passatzone wirken sich die instabilen Luftschichten jedoch nur vereinzelt in kräftigen Niederschlägen aus, weil eine Temperaturumkehr (Passatinversion) das Aufsteigen der Luftmassen begrenzt.

Diese Inversion liegt in circa 500 m Höhe und steigt zum Äquator hin auf etwa 2 km an, weil „( .) sich die turbulenten Aufstiegsvorgänge in der Bodenschicht intensivieren, während der Absinkvorgang in der passatischen Oberschicht an Stärke abnimmt“ (LAUER 2006,193).

In den inneren Tropen sind die Chancen für Wolkenbildung und Niederschlag also erheblich größer, da dort die Inversion höher liegt und die solare Einstrahlung am größten ist.

Im Bereich der Inversionsschicht ist die Luft trocken und warm. An dieser Grenzschicht von aufsteigender und absinkender Luftbewegung bilden sich häufig Quellwolken (Cumulus humilis), welche für die Passatinversion kennzeichnend sind. Nahe der innertropischen Konvergenzzone ist die Inversion weitgehend aufgelöst, da die Passate an Kraft verlieren und so mehr und mehr zu Ostwinden werden.

In den Entstehungsgebieten der Passate, den Subtropenhochs, hat die absinkende Luftbewegung ihr größtes Ausmaß. Die Folgen sind Wolkenauflösung, erhöhte Sonneneinstrahlung und Erwärmung.

Da in diesen Bereichen kaum Luftdruckunterschiede zu verzeichnen sind, kommt es dort häufig zu Windstillen. Man spricht von den so genannten „Rossbreiten“. Diese Bezeichnung stammt aus der Zeit der Segelschifffahrt, als viele Pferde, die nach Lateinamerika gebracht werden sollten, wegen Mangels an Futter und Trinkwasser eingingen oder geschlachtet werden mussten (KUTTLER 2009).

3.2 Äquatoriale Ost- und Westwinde


Die Walker-Zirkulation, welche sich über dem Pazifik ausgeprägt, ist eine Ostwindzirkulation die mit der Hadley-Zelle und den dortigen Meeresströmungen zusammenhängt. Sie bildet sich aus einem aufsteigenden Teil über den warmen Meeresgebieten des Westpazifiks, vor der Küste Indonesiens und einem absteigenden Teil vor der Westküste Südamerikas (Abb.4).

Abb.4: Schematische Darstellung des ENSO-Phänomens. Normale Ausbildung der Walkerzirkulation                                                             (LAUER u. BENDIX 2006)

Im Zusammenhang mit der Walker-Zirkulation steht immer auch das, in unregelmäßigen Abständen auftretende, El-Nino-Phänomen. Bei dieser natürlichen Klima-Anomalie schwächen die Passatwinde soweit ab, dass der kalte Humboldtstrom nicht mehr nach Norden getrieben wird. Dadurch löst sich das Hochdruckgebiet vor der Küste Südamerikas auf und die Walker-Zirkulation kommt zum erliegen.

Dies hat wiederum zur Folge, dass sich an der Westküste warmes Meerwasser sammelt und sich durch die warme aufsteigende Luft ein Tiefdruckgebiet bildet (Abb.5). Es kommt zur Wolkenbildung und Niederschlägen. Im Westpazifik bildet das kühlere Meereswasser ein Hochdruckgebiet, welches dort zu Niederschlagsarmut  und Dürren führt (GEBHARDT et al. 2007).

Abb.5:   Schematische Darstellung des ENSO-Phänomens. Umkehr der Zirkulation  (LAUER u. BENDIX 2006)

Den zweiten Teil der  Äquatorialen Winde bilden die weit verbreiteten Westströmungen. Sie sind unter anderem Bestandteil der Monsunströmung im Indischen Ozean. Diese Westwinde bringen den Küstenregionen hohe Niederschläge, vor allem dort, wo die Luft durch Gebirge zum Aufsteigen gezwungen wird.

Die Monsunzirkulation zeigt sich im Bereich Indiens besonders ausgeprägt:

Über Pakistan bildet sich im Sommer ein großes Hitzetief. Der Luftdruck sinkt hier deutlich stärker als in der äquatorialen Tiefdruckrinne. Aufgrund des hohen Druckgefälles wird der Südostpassat über den Äquator hinweg zu diesem Tief gezogen. Da der in Äquatornähe liegende Tiefdruckgürtel (Abb.2) immer noch besteht, kommt es zur Aufspaltung der ITC in einen nördlichen und südlichen Teil. Überschreitet der Südostpassat den Äquator weiter, so wird dieser von der Corioliskraft, die auf der Nordhalbkugel nach rechts gerichtet ist, zum Südwestmonsun abgelenkt. Über den warmen tropischen Meeren kann der Südwestmonsun große Mengen an Wasser aufnehmen, welche er beim Auftreffen auf den indischen Subkontinent abregnet.

4. Außertropische Zirkulation


4.1 Planetarische Frontalzone

Die planetarische Frontalzone bezeichnet das Gebiet zwischen der subpolaren Tiefdruckrinne und den Subtropenhochs. Sie wird Richtung Äquator von der Subtropenfront und polwärts von der Polarfront begrenzt und erstreckt sich etwa  zwischen  30°N  bzw. S  bis 60°N  bzw. S. In dieser Zone trifft warme tropische Luft vom Äquator kommend auf kalte Polarluft.

Im Bereich der warmen Niederen Breiten liegen die Isobarenflächen in einem größeren Abstand zueinander, als im Bereich der Hohen Breiten in der kalten Polarluft. Die warmen Luftmassen weisen aufgrund der stärkeren Erwärmung ein wesentlich größeres Volumen auf als die eng geschichtete kalte Polarluft. Daraus resultiert, dass der Luftdruck in den Niederen Breiten mit der Höhe langsamer abnimmt als in den Hohen Breiten.

So ergibt sich, dass über kalter Luft in der Höhe tiefer Luftdruck (Höhentief) und über warmer Luft in der Höhe hoher Luftdruck (Höhenhoch) herrscht. Die stark polwärts gerichtete Neigung der Druckflächen (Abb.6) unterstreicht zusätzlich den konzentrierten Bereich des Energiegefälles (HAAS 2008). Dieser Temperaturgegensatz muss daher in der Planetarischen Frontalzone abgebaut werden.

Ein Merkmal des geostrophischen Windes ist, dass der Druckgradient zwischen Äquator und Pol in den mittleren Breiten nicht mehr direkt ausgeglichen werden kann und der meridionale Energietransport unterbrochen ist. Somit ist klar, dass der rein  geostrophische Wind in der realen Zirkulation kaum vorkommen kann. In der Realität formen Schwerkraft, Zentrifugalkraft und Reibungskraft das geostrophische Windfeld.

Die daraus resultierenden Winde werden auch ageostrophische Winde genannt (LAUER u. BENDIX 2006).

                           Abb.6:  Planetarische Druckverteilung in der Atmosphäre  ( BAUER et al. 2002)                                                                              

4.2 Jetstreams

Als Jetstreams werden atmosphärische Windbänder mit nahezu  horizontaler Strömungsachse und Windgeschwindigkeiten ab 30 m/s bezeichnet. Auf der Nordhalbkugel unterscheidet man nach der Lage zwei große Starkwindbänder, dem Subtropenjet und dem Polarfrontjet. Diese entstehen hauptsächlich aus der großräumigen Land-/Wasserverteilung und die daraus resultierende differentielle Erwärmung entlang den Breitenkreisen.

Der Polarfrontjet bildet ein Starkwindband in den mittleren Breiten innerhalb der Höhenwestwinde.  Die Polarfrontzone, welche eine 100-200 km breite, vertikal gerichtete Fläche darstellt,  in der Druck- und Temperaturflächen nicht mehr gleichgeschichtet (barotrop) sind, bildet die Grenzschicht zwischen Tropikluft und Polarluft.

Die drastische Temperatur- und Druckabnahme in der Frontalzone zieht eine immer stärkere Luftmassenbeschleunigung nach sich, so dass sich dort der Polarfrontjet bilden kann (LAUER u. BENDIX 2006).  Sein Verlauf ist nicht fest gebunden, sondern bewegt sich mäandrierend zwischen 40° und 70° nördlicher Breite, so kann er eine Breite von mehreren hundert Kilometern und eine Längserstrecken von einigen tausend Kilometern erreichen.

Die beim mäandrierenden Verlauf ausgebildeten Wellen werden auch als Rossby-Wellen bezeichnet (SCHRÖDER 1997).

Die Entstehung dieser Rossby-Wellen lässt sich wie folgt beschreiben:

Zu Beginn herrscht eine rein zonale Zirkulation bei der polare Kaltluft und tropische Warmluft ungestört nebeneinander fließen, dazwischen befindet sich die Westwindströmung mit dem darin eingebetteten Jetstream (Abb.7a). Dies führt zu einem Anstieg des Druckgradienten durch den Temperaturgegensatz. Es kommt zu leichten Wellenbewegungen  des Jetstreams.

 „Hochragende in meridionaler Richtung verlaufenden Gebirgszüge ( .) lenken die Strömung ständig ab: Vor dem Gebirge kommt es durch erhöhte Reibung zum „Stau“, zur Verringerung der Geschwindigkeit und damit auch der Coriolisablenkung. Da die Druckgradientkraft gleich bleibt, wird die Strömung polwärts ausgelenkt“ (BAUER et al. 2005, 95).

In Bereichen in denen die Reibung geringer ist, kommt es wieder zu Erhöhung der Strömungsgeschwindigkeit und somit auch zur Zunahme der Coriolisablenkung. Die Strömung fließt wieder äquatorwärts und die Windgeschwindigkeit nimmt zu. Man spricht von einer gemischten Zirkulation (Abb.7b).

Wenn sich die Amplitude des mäandrierenden Jetstreams weiter vergrößert, bilden sich äquatorwärts vorstoßende Kaltlufttröge und polwärts gerichtete Warmluftrücken. In diesem Stadium spricht man von einer Meridionalzirkulation (Abb.7c).  Die zelluläre Zirkulation stellt die Weiterführung der Meridionalzirkulation dar.

Sie entsteht, wenn sich Teile dieser unterschiedlich temperierten Luftmassen von ihrem Ursprungsgebiet abtrennen (cut-off effect) und sogenannte „zyklonale Kaltlufttropfen“ bzw. „antizyklonale Warmluftinseln“ bilden (Abb.7d).

 Allgemein lässt sich also folgendes festhalten: „Je größer das meridionale Energieungleichgewicht ist, desto stärker mäandriert der Jet, desto mehr Zyklonen werden gebildet, desto größer ist der Umsatz von latenter Wärme. Die Zyklonentätigkeit ist daher im Winter jeweils stärker als im Sommer und auf der Südhalbkugel wegen des  „Eisschranks“ Antarktis generell stärker als auf der Nordhalbkugel“ (BAUER et al. 2005, 96).

Abb.7:   Zirkulationsformen in der Höhenströmung der außertropischen Westwinddrift  (GLASER et al. 2010)

Ein weiterer Jetstream ist der Subtropenjet, welcher in der subtropischen Hochdruckrinne zwischen den Tropen und den mittleren Breiten in etwa 13 km Höhe weht. Der subtropische Jet liegt unmittelbar über der Hadley-Zelle und erreicht Windgeschwindigkeiten von 340 – 390 km/h. Er ist ein wichtiger Faktor für die Entstehung von Gewitterfronten im Süden der USA und ist verantwortlich für starke Winde über dem Himalaya in den Wintermonaten (LUTGENS 2010).

Ein dritter Jetstream ist der tropische Jet, der sich über den niederen Breiten befindet. Er stellt unter den bereits genannten Jetstreams eine Ausnahme dar, da er von Ost nach West, also entgegengesetzt zum Polarfront- und Subtropenjet weht. Der tropische Ost-Jetstream existiert nur im Sommer und ist auf einen Bereich zwischen 10° und 20° N beschränkt.

4.3 Genese von Zyklonen

Als Zyklonen werden Zentren niedrigen Luftdrucks bezeichnet. Das Gegenstück dazu bilden Zentren hohen Luftdrucks, auch Antizyklonen genannt. Beide Arten können stationär oder beweglich sein. Die Isobaren bilden immer geschlossene, kreisförmige Muster um Zyklonen und Antizyklonen. Die Fließbewegung der Winde in einer Zyklone richtet sich auf der Nordhalbkugel, aufgrund der Wirbelbewegung und der Corioliskraft, entgegen dem Uhrzeigersinn spiralförmig nach innen, wohin gegen bei einer Antizyklone sich die Winde im Uhrzeigersinn und nach außen richten.

Auf der Südhalbkugel ist dies genau umgekehrt.

Man unterscheidet die beweglichen, wandernde Tiefdruckgebiete in drei Klassen: Zyklonen der mittleren und subpolaren Breiten mit einer Stärke von schwachen Störungen bis zu schweren Stürmen, tropische Zyklonen in Ozeangebieten der Tropen und Subtropen mit geringen Störungen bis hin zu Hurrikans. Die letzte Klasse bilden die Tornados, welche sehr kleine Stürme mit sehr starken Winden darstellen (STRAHLER 2005).

Zu Beginn sind Warm- und Kaltfront zonal ausgerichtet (Abb.8.1), beginnen jedoch schon sich leicht meridional auszurichten (Abb.8.2). Mit der Zeit holt die Kaltfront die Warmfront ein, hebt die Warmfront an und bildet im Zentrum des Tiefdruckgebiets eine Okklusion (Abb.8.3). Kurz danach ist fast die ganze Warmfront abgehoben (Abb.8.4).

In dieser letzten Phase sind die meridionalen Druckunterschiede am Boden nahezu aufgehoben. Nach der Auflösung der Okklusion stellt sich der Ursprungszustand wieder ein und der Lebenszyklus einer Zyklone ist abgeschlossen.

Das Ziel dieses Zykluses ist es, die meridionalen Druckunterschiede innerhalb der Atmosphäre auszugleichen (LAUER u. BENDIX 2006).

                            Abb.8: Lebenslauf einer außertropischen Zyklone  (LAUER u. BENDIX 2006)

4. Polare Zirkulation

Auf der Nordhalbkugel befindet sich zwischen 60° und 65° ein Gebiet niedrigen Luftdrucks, welches als subpolare Tiefdruckrinne bezeichnet wird. Es besteht aus mehreren dynamischen Zellen die im Unterschied zu der tropischen und außertropischen Zirkulation  keinen erdumspannenden, geschlossenen Gürtel bilden.

Auf beiden Hemisphären wird in diesen Tiefdruckgebieten Luft gehoben, während in den polaren Hochs Luft absinkt. Auch in den polaren Breiten ist die Corioliskraft ausschlaggebend dafür, dass die Tiefs auf der Nordhalbkugel entgegen dem Uhrzeigersinn umweht werden. So entstehen auf der polwärtigen Seite Ostwinde.

Sie befinden sich in der unteren Troposphäre, da dass bodennahe Hoch der Arktis mit der Höhe in ein Tief übergeht. Zudem werden die polaren Ostwinde von Westwinden überlagert, die als Ergebnis des allgemeinen, vom Äquator zu den Polen gerichteten, Druckgefälles in der Höhe hervorgehen.

Charakteristisch für die polare Zirkulation ist eine Umkehr der Temperatur, die in geringer Höhe einsetzt und bis ca. 2 km reicht. In dieser Inversionsschicht steigt die Temperatur um 5-10 Grad an. Erst über 2 km setzt eine Temperaturabnahme ein. Dies hat zur Folge, dass das Bodenhoch eine sehr geringe vertikale Ausdehnung hat und schon in geringen Höhen von einem Höhentief abgelöst wird.

Die Ursache der Inversion liegt darin, dass die Luft in Bodennähe nicht erwärmt wird, so wie es in den nicht eisbedeckten Gebieten der Erde die Regel ist. Besonders im Winter wirken die mächtigen Eisflächen stark abkühlend auf die Luft. Auf der Südhalbkugel, in der Antarktis ist kein Bodenhoch ausgeprägt (SCHRÖDER 1997).


Swop your Documents

G 2 - Cached Page: Friday 29th of March 2024 12:20:45 AM