Der Geostrophische Wind ist ein vereinfachtes physikalisches Wind-Modell in der frei-en Atmosphäre, deshalb sollfrei-en bei seiner Ableitung die Zfrei-entrifugal- und Reibungskraft vernachlässigt werden. In der freien Atmosphäre werden die Strömungsvorgänge also allein von der Druckgradient- und Corioliskraft bestimmt, die sich gegenseitig kom-pensieren. Deswegen folgt für eine horizontale Bewegung allgemein
GH+FC= 1
ρ∇~hp−f~k×v~h=0 multipliziert man diese Gleichung mit~kvon links ergibt sich
~k×(~k×v~h)=~k(~k·v~h
Die so erhaltene Geschwindigkeit nennt man geostrophisch und kennzeichnet sie mit dem Indexg
~ vg = 1
ρf~k×∇~hp
ausv~g ergeben sich damit für die Komponenten des geostrophischen Windes ug = − 1
Anhand der vektoriellen Darstelung ist ersichtlich, dass der geostrophische Wind senkrecht auf dem Druckgradienten steht, also isobarenparallel verläuft. Dabei liegt der tiefe Luftdruck immer links zur Windrichtung.
Wichtig ist der geostrophische Wind, da er sich leicht aus Messgrößen bestimmen lässt. Aus den Druckfeldern der Wetteranalyse kann man leicht den Abstand der Iso-baren bestimmen, womit man den Druckgradienten erhält. Der Coriolis-Parameter ist für einen festen Ort an der Erdoberfläche konstant, für die Dichte setzt man einen Mit-telwert ein. Das erstaunliche ist nun, dass der geostrophische Wind trotz all dieser Ver-einfachungen eine sehr brauchbare Näherung für den wirklichen Wind darstellt.
Eine andere, anschaulichere Herleitung des geostrophischen Windes ist in folgender Abbildung dargestellt.
Abbildung 1.7: Geostrophischer Wind; Quelle: Elting, 2008
Zum Zeitpunkt t0 soll das Teilchen ruhen. Da auf das Teilchen zunächst nur die Druckkraft wirkt wird es geradlinig zum tiefen Luftdruck hin beschleunigt. Sobald es jedoch eine Geschwindigkeit hat macht sich die Corioliskraft bemerkbar und es wird nach rechts abgelenkt. Durch weitere Beschleunigung durch die Druckgradientkraft wird die Geschwindigkeit weiter erhöht, was wiederum die Corioliskraft ansteigen lässt, wodurch das Teilchen noch mehr abgelenkt wird. Nach einiger Zeit stellt sich ein Gleich-gewicht zwischen Druckgradientkraft und der Corioliskraft ein, womit der Endzustand, das geostrophische Gleichgewicht, erreicht ist.
2 Globale Zirkulation auf ruhender Erde
Um grundlegenden Prozesse der Entstehung der globalen Zirkulationen besser ver-stehen zu können werden diese zuerst an Hand der ruhenden Erde betrachtet, da so zunächst die Einflüsse der Rotation nicht betrachtet werden müssen. Weiterhin soll angenommen werden, dass die Einstrahlung senkrecht zur Rotationsachse stattfindet.
Durch die sehr starke und senkrechte Einstrahlung im Bereich des Äquators er-wärmt sich dieser Teil der Erde am stärksten. Die Erwärmung führt dazu, dass die Luft in diesem Gebiet aufsteigt, dadurch fällt der Luftdruck was dazu führt, dass die Luft am Boden, die aus Norden und Süden kommt, am Äquator zusammenströmt (Kon-vergenz). Die aufsteigende Warmluft bildet nach erreichen des Kondensationsniveaus Wolken, die sich abregnen. Die verbleibende trockene Luft strömt weiter zu den Po-len, wo sie sich abkühlt und zum Boden sinkt. Dadurch entsteht an den Polen ein Hochdruckgebiet. Der Kreislauf wird geschlossen, indem die kalte Luft bodennah zum Äquator zurück strömt.
Abbildung 2.1: Modellvorstellung eines atmosphärischen Zirkulationssystems auf nicht-rotierender Er-de; Quelle: diercke.at
Somit ist leicht einzusehen, dass die globalen Winde 2 Zirkulationszellen bilden, eine auf jeder Halbkugel. Solange am Äquator Wärme zugeführt wird, wird dieses Zir-kulationsystem aufrecht erhalten.
3 Atmosphärische Zirkulation auf rotierender Erde
Das im folgenden Kapitel vorgestellte Modell besteht im Gegensatz zu dem Modell aus Kapitel 2 aus 3 Zirkulationszellen, da hier die Erdrotation und die unterschiedliche Land-Meer-Verteilung mit einbezogen werden soll. Dadurch kann dieses Modell die realen Vorgänge in der Atmosphäre wesentlich besser widerspiegeln.
3.1 Hadleyzelle
Die Hadleyzelle entsteht durch thermisch bedingte Vertikalzirkulation zwischen der äquatorialen Tiefdruckrinne und dem subtropischen Hochdruckgürtel. Ihren Namen verdankt die Hadleyzelle ihrem Entdecker, dem englischen Rechtsanwalt und Hobby-Meteorologen George Hadley (1685 - 1768). Ihre Energie bekommt die Hadleyzelle von der sehr starken Sonneneinstrahlung im Bereich der innertropischen Konvergenzzone (ITC).
Abbildung 3.1: Lage der ITC; Quelle: Wikipedia
Im Bereich der ITC steht die Sonne im Zenit d.h. der Einstrahlwinkel beträgt dort 90°. Dadurch wird die feuchte Luft stark erhitzt, woraufhin diese expandiert. Aufgrund ihrer geringeren Dicht steigt die warme Luftmasse auf und dehnt sich ,wegen des mit der Höhe abnehmenden Luftdrucks, adiabatisch aus und kühlt dabei ab. Bei der Unter-schreitung der Taupunkttemperatur bilden sich aufgrund der abnehmenden Wasser-dampfkapazität der Luft aus dem überschüssigen Wasser hochreichende und massive Wolkenformationen aus. Aus diesen Wolken fällt vielerorts der nachmittägliche tropi-sche Starkregen. In folge des Ausdehnens, Aufsteigens und seitlichen Abfließens der Luft sinken die Luftdichte und der Luftdruck am Erdboden, was zu einem, den gesam-ten Globus umspannenden System an Tiefdruckgebiegesam-ten, der äquatorialen Tiefdruck-rinne führt. Die obere Grenze dieser vertikalen Luftströmung bildet die Tropopause an welcher die Luft Polwärts abfließt (Antipassat). Dabei werden die Luftmassen von der Corioliskraft auf der Nordhalbkugel in Bewegungsrichtung nach rechts, auf der Süd-halbkugel in Bewegungsrichtung nach links abgelenkt. Zwischen dem 25. und 35. Brei-tengrad sinken die mittlerweile abgekühlten Luftmassen ab (Urpassat), wodurch sich der subtropische Hochdruckgürtel mit seinen Hochs, wie z.B. das uns vor allem im Sommer häufig beeinflussende Azorenhoch bildet. Da sich die absteigende Luft erneut erwärmt kann sie wieder mehr Wasser aufnehmen, wodurch die ohnehin schon wenig
ausbilden. Vom subtropischen Hochdruckgürtel aus strömt die Luft, dem Druckgradi-enten folgend, wieder zurück zur äquatorialen Tiefdruckrinne (Passat).