atmosphärische Zirkulation, allgemeine Zirkulation der Atmosphäre, planetarische Zirkulation, Gesamtheit aller großräumigen vertikalen und horizontalen Luftbewegungen auf der Erde, die Masse, Wärme und Drehimpuls global so verteilen, dass die raum-zeitlichen Variationen der Klimaelemente langfristig einen Fließgleichgewichtszustand nachzeichnen.
Der Antrieb der großräumigen horizontalen und vertikalen Zirkulationsprozesse erfolgt durch die raum-zeitlichen Intensitätsänderungen des Wärmehaushaltes der Atmosphäre, den daraus resultierenden Druckgegensätzen sowie durch den Drehimpulsaustausch zwischen Erde und Atmosphäre. Im Jahresmittel ergibt sich gemittelt über die Fläche polwärts von 40° Breite ein Wärmedefizit, äquatorwärts davon ein Wärmeüberschuss. Ohne horizontale Wärmetransporte durch die atmosphärischen Zirkulationsprozesse betrüge die pol-äquatoriale Temperaturdifferenz im Jahresmittel 120°C, durch die Wärmetransporte wird sie auf etwa 50°C, das sind etwa 5°C/1000 km, reduziert. Knapp 70% der globalen Wärmetransporte erfolgen durch Luftbewegungen und bestehen zu 65% aus dem Transport von fühlbarer Wärme und zu 35% aus dem Transport latenter Wärme. Mehr als 30% der globalen Wärmetransporte leisten die Ozeanströme.
Die Zirkulationsprozesse werden im Folgenden, ausgehend von den Polregionen, im Einzelnen beschrieben ( Abb. 1):
In den Polarregionen beider Hemisphären verliert die Luft mehr Wärme als ihr zugeführt wird. Es resultiert Luftabkühlung, die mit einer Zunahme der Luftdichte einhergeht. Der Schwerkraft folgend sinkt die Kaltluft aus der Höhe ab. Das hat einen Anstieg des Bodenluftdrucks zur Folge, denn die absinkende Luft wird fortlaufend aus Kontinuitätsgründen in der Höhe durch Luft ersetzt, die aus niedrigeren Breiten polwärts nachströmt. Diese Höhenströmung wird infolge der Corioliskraft auf der Nordhemisphäre (NH) nach rechts, auf der Südhemisphäre (SH) nach links zu Höhenwestwinden umgelenkt. Die ins Bodenniveau absinkende Luft strömt mit so geringer Geschwindigkeit aus dem polaren Bodenhoch äquatorwärts, dass sich großflächig eine relativ einheitliche polare Luftmasse durch die Austauschprozesse zwischen Atmosphäre und Erdobefläche ausbildet. Diese wird durch Reibungs- und Corioliskraft so abgelenkt dass sie aus nordöstlicher (südöstlicher) Richtung auf der NH (SH) äquatorwärts abfließt (Polare NE-Winde, Abb. 1). Die kalte Polarluft trifft dabei auf die vergleichsweise wärmere Luft der gemäßigten Breiten, die sie infolge ihrer größeren Dichte vom Boden soweit abhebt, dass sie von den zirkumpolaren Höhenwestwinden wieder polwärts geführt werden kann. Gemittelt über alle polaren Breiten ergibt sich auf beiden Hemisphären demnach eine einfache geschlossene polare Zirkulation, die als Polarzelle bezeichnet wird. Diese Zirkulation erfährt durch die Wirkung der Corioliskraft eine breitenkreisparallele Verzerrung und beschreibt deshalb die Austauschprozesse der Polarregionen nur in ihrer großräumig gemittelten Ausprägung.
In äquatorialen Breiten überwiegt die kurzwellige Einstrahlung die langwellige Ausstrahlung. Die Luft erwärmt sich folglich im Bodenniveau, dehnt sich aus und steigt auf, was im Bodenniveau zur Ausbildung einer äquatorparallel verlaufenden äquatorialen Tiefdruckrinne führt. Der Luftaufstieg wird durch die Tropopause im 100 hPa-Niveau vertikal begrenzt ( Abb. 1).
Das 100 hPa-Niveau tritt über der tropischen Warmluft in einer Höhe von 14-16 km, über der polaren Kaltluft wegen der geringen Dichte der polaren Kaltluftmassen aber nur in einer Höhe von 7-9 km auf. Über den Polen sind folglich ganzjährig in der Höhe Höhentiefs, über dem Äquator Höhenhochs ausgebildet. Die aus äquatorialen Breiten polwärts gerichteten Höhendruckgradienten bedingen auf beiden Hemisphären polwärts gerichtete Höhenströmungen, die durch die Rechtsablenkung (Linksablenkung) zu west-ost gerichteten Gradientwinden führen, die die polaren Höhentiefs ganzjährig zirkumpolar umströmen. Diese Gradientwinde erreichen maximale Geschwindigkeiten an der äquatorwärtigen Begrenzung der polaren Luftmassen. Entlang dieser Luftmassengrenze bildet sich eine als Polarfrontjet (PFJ) oder Polarfrontstrahlstrom bezeichnete Höhenströmung auf beiden Hemisphären ( Abb. 1).
Die äquatorialen Höhenhochs erreichen maximale Intensität über den wärmsten Gebieten der Tropen und werden antizyklonal umströmt. Die äquatorwärtige Seite der Höhenhochs wird folglich durch eine starke Höhenostströmung gebildet, die oft als Tropical Easterly Jet (TEJ) oder Tropenjet bezeichnet wird und die äquatoriale Tiefdruckrinne überlagert. Die polwärtigen Begrenzungen der äquatorialen Höhenhochs bilden west-ostgerichtete Gradientwinde, die sich aus dem polwärts gerichteten Druckgradienten durch Rechtsablenkung (Linksablenkung) in etwa 20-30° Breite auf beiden Hemisphären ergeben. Infolge des Drehimpulstransportes dieser zunächst polwärts gerichteten Strömung werden in 20-30° Breite maximale Windgeschwindigkeiten erreicht. Diese beiden Starkwindbänder werden als Subtropenjets (STJ) bezeichnet. In den Bereichen zwischen den Subtropenjets und den Polarfrontjets beider Hemisphären entstehen als Folge des sich dem polwärtigen Höhendruckgradienten durch die Wirkung der Corioliskraft ebenfalls west-ost gerichtete Gradientwinde aus, die die außertropische Westwindzirkulation bilden ( Abb. 1).
Die äquatoriale Warmluft, die in der äquatorialen Tiefdruckrinne aufsteigt, erreicht im Tropopausenniveau die tropische Höhenostströmung (TEJ). Diese führt die Luft zunächst äquatorparallel in westliche Richtung, bevor sie durch die antizyklonale Zirkulation der Höhenhochs auf einer der beiden Hemisphären polwärts dem STJ zugeführt wird. Da ein polwärtiger Transport über den breitenkreisparallel (zonal) verlaufenden STJ hinaus nur sehr begrenzt möglich ist, konvergiert die Luft im Bereich der STJs, was zu einem Anstieg des Bodenluftdrucks unter den STJs führt, der in Form der subtropischen Hochdruckgürtel beider Hemisphären in Erscheinung tritt ( Abb. 1).
Die im Bereich der STJs akkumulierte Luft verliert durch Ausstrahlung beständig Wärme und sinkt deshalb langsam in die subtropischen Hochdruckgebiete ab. Dabei erwärmt sich die Luft adiabatisch, wodurch Kondensation und Wolkenbildung ausgeschlossen werden. Die Folge sind hohe Einstrahlungswerte und eine extreme bodennahe Erwärmung im Bereich der subtropischen Hochdruckgürtel. Dadurch entsteht am Boden Konvektion. Zwischen dieser vom Boden auf- und der aus der Höhe absteigenden Luft bildet sich eine Inversionsschicht, die Passatinversion aus, deren Höhe äquatorwärts ansteigt.
Die aus der Höhe in die subtropischen Hochdruckgebiete beider Hemisphären abgesunkene Luft strömt aus diesen langsam pol- und äquatorwärts. Diese als Tropikluft bezeichnete Luftmasse strömt vom Kern der subtropischen Hochdruckgebiete aus äquatorwärts in die äquatoriale Tiefdruckrinne. Dabei wird sie durch die Corioliskraft nach rechts (auf der NH) bzw. links (auf der SH) zum NE-Passat bzw. SE-Passat umgelenkt. Die Passatströmungen beider Hemisphären konvergieren in der äquatorialen Tiefdruckrinne, die deshalb auch innertropische Konvergenzzone (ITC) genannt wird ( Abb. 1).
Die Luftmassenkonvergenz der Passate im Bereich der ITC verstärkt die konvektiven Luftbewegungen im Bereich der äquatorialen Tiefdruckrinne so stark, dass hier die Passatinversion durchbrochen wird. Die tropischen Gewitterzellen im Bereich der ITC werden wegen der massiven Freisetzung von Kondensationswärme auch als "hot towers" bezeichnet. Gewitterzellen können sich auch polwärts der ITC unter ost-westwärts wandernden Wellenstörungen in der tropischen Höhenostströmung bilden (easterly waves).
Zwischen der ITC und dem Kern der subtropischen Hochdruckgürtel ergibt sich in den tropischen Breiten im Mittel eine als Hadley-Zirkulation bezeichnete geschlossene Zirkulationszelle mit Luftaufstieg im Bereich der ITC, meridionalem Höhentransport bis zu den STJs, von wo aus die Luft in die subtropischen Hochdruckgürtel absikt und von den Passaten wieder der ITC zugeführt wird.
Diese tropische Zirkulationszelle ist von der polaren durch die vom Boden bis ins Tropopausenniveau reichende Westwinddrift getrennt. Ein direkter, meridionaler Luftmassentransport ist infolge des breitenparallelen Verlaufs dieser Strömung nur in sehr begrenztem Umfang möglich. Die negative Strahlungsbilanz der polaren und die positive der äquatorialen Breiten führten deshalb notwendigerweise zu einem Anstieg der meridionalen Temperatur- und Druckgradienten und dementsprechend auch der Windgeschwindigkeiten im Bereich der Westwinddrift. Mehrere atmosphärische Prozesse tragen zu einem meridionalen Energieausgleich bei:
In Abhängigkeit zur Windgeschindigkeit bilden sich in der Westwinddrift durch kleine initiale Störungen angeregt planetarische Wellen, die Rossby-Wellen, aus. Initiale Störungen werden beispielsweise durch die Land-Meer Temperaturgegensätze oder die in die Westwinddrift aufragenden Gebirge ausgelöst. Eine initiale Störung pflanzt sich dabei in Form einer Wellenstörung über die gesamte Westwinddrift zirkumpolar fort, wenn die Flächen gleicher Temperatur und gleichen Drucks zusammenfallen (Barotropie). Die Wellenzahl und Wellenamplitude werden dann nur durch die geographische Breite und die mittlere Windgeschwindigkeit der Westwinddrift bestimmt. Drei bis fünf Rossby-Wellen sind fast auf jeder täglichen Wetterkarte deutlich erkennbar und treten, da sie häufig anhaltend bei 80° W, 35° E und 135° E ortsfest bleiben, auch im langjährigen Mittel in Erscheinung.
Auch eine in Form der Rossby-Wellen mäandrierende Westwinddrift kann nur einen Bruchteil der tatsächlich zum Ausgleich des pol-äquatorialen Wärmedefizits erforderlichen Energiemenge transportieren. Deshalb steigen die meridionalen Temperaturgradienten trotz der Rossby-Wellen in der Westwinddrift so stark an, dass die Flächen gleichen Drucks und gleicher Temperatur nicht mehr zusammenfallen, sondern gegeneinander geneigt sind. Diese baroklinen Zonen (Baroklinität) werden auch als planetarische Frontalzonen bezeichnet.
Die Zahl der Rossby-Wellen entlang des 45. Breitenkreises kann in Abhängigkeit zum meridionalen Temperaturgradienten in 5500 m Höhe abgeschätzt werden ( Abb. 2). Wird bei einer vorgegebenen Rossby-Wellenzahl ein kritischer meridionaler Temperaturgradient überschritten, so werden die Rossby-Wellen von instabil anwachsenden sog. baroklinen Wellen überlagert. Die wichtigsten kritischen meridionalen Temperaturgradienten in 5500 m Höhe sind 6°C/1000 km ohne Kondensation bzw. 3,5°C/1000 km mit Kondensation. Werden diese kritischen Gradienten überschritten, so setzt barokline Instabilität ein. Dann dominieren nicht mehr die Rossby-, sondern die baroklinen Wellen die Strömungsstruktur der Westwinddrift.
In den baroklinen Wellen mit instabil anwachsender Amplitude treten neben der isobarenparallelen Strömung infolge von Trägheits- und Krümmungseffekten auch Lufttransporte quer zu den Isobaren in der Höhenströmung auf (Ryd-Scherhag-Effekt). Diese führen in der Regel zu einer Luftakkumulation im Bereich der Trogrückseiten (Trog) und Luftdefiziten im Bereich der Trogvorderseiten der Wellentröge ( Abb. 3). Unter der Höhenkonvergenz steigt infolge der Höhenluftakkumulation im Bodenniveau der Luftdruck an, unter der Höhendivergenz fällt im Bodenniveau der Luftdruck ab. In die dynamisch erzeugten Tiefdruckgebiete unter den Trogvorderseiten der mäandrierenden Westwinddrift strömen Luftmassen aus dem Subtropenhoch und dem polaren Hoch auf zyklonaler Bahn. Dadurch werden unterschiedlich temperierte Luftmassen gegeneinander geführt (frontogenetischer Punkt). An der Luftmassengrenze intensiviert sich die Polarfront zunächst in der unteren Troposphäre. Da sich die bodennahen frontalen Temperatur- und Druckgegensätze mit der Höhe verstärken, erfährt auch die Höhenwindströmung eine Intensivierung. Dadurch wird die Höhendivergenz verstärkt, was eine zusätzliche Intensivierung des dynamischen Boden-Tiefdruckgebietes auslöst und im weiteren Verlauf die frontalen Prozesse weiter verstärkt. Eine sich selbst verstärkende Rückkopplung zwischen Boden- und Höhendruckfeld ist die Folge, die zur Bildung und Intensivierung einer außertropischen Zyklone führt. Da sich in der Regel unter jeder Trogvorderseite der Höhenströmung (PFJ) eine oder mehrere außertropische Zyklonen bilden, entsteht zwischen dem subtropischen Hochdruckgürtel und den polaren Hochdruckgebieten eine zirkumpolare Abfolge von dynamischen Tiefdruckgebieten, die als subpolare Tiefdruckrinne in Erscheinung tritt ( Abb. 1).
Bei den Interaktionen der Luftmassen im Bereich der Fronten treten Mischungsprozesse auf, die zu einer Angleichung der Luftmasseneigenschaften und damit zu einer Reduktion der meridionalen Temperaturgradienten führen. Solange aber die kritischen Werte der baroklinen Instabilität nicht unterschritten werden, wachsen die Wellenamplituden der baroklinen Wellen instabil an. Dadurch stoßen die Wellenrücken und Wellentröge so weit pol- bzw. äquatorwärts vor, dass sich Erstere als blockierende Hochdruckgebiete, Letztere als "cut off lows" (Cut-off-Prozess) aus der Wellenströmung ablösen können und ein schwer prognostizierbares Eigenleben führen ( Abb.4). Erst wenn die kritischen Instabilitätswerte infolge des Wärmeaustausches zwischen den beteiligten Luftmassen unterschritten werden, sterben die Wellen ab und es bildet sich wieder eine breitenkreisparallele Westwinddrift in allen Höhenniveaus aus. Die beschriebenen Prozesse wiederholen sich im zwei- bis vierwöchigen Rhythmus und leisten die notwendigen Energietransporte zum Ausgleich der pol-äquatorialen Temperaturgegensätze.
Gemittelt über alle Bewegungsprozesse im Bereich zwischen den PFJs und den STJs beider Hemisphären ergibt sich eine geschlossene Zirkulation, die als Ferrel-Zelle bezeichnet wird (Ferrel'sche Druckgebilde).
Die geographische Verteilung der täglichen Auftrittshäufigkeiten der Warm- und Kaltfronten und der Konvergenzlinie zwischen den Passaten (ITC) kann anhand der täglichen Wetterkarten eines 10-jährigen Zeitraumes bestimmt werden ( Abb.5). Die Trogvorderseiten der drei Rossby-Wellen in 60-80° W, in 35-60° E und in 120-140° E treten durch maximale Fronthäufigkeiten deutlich in Erscheinung. Auch die mittlere Lage der ITC wird für Januar und Juli durch die maximalen ITC-Häufigkeiten nachgezeichnet. Die täglichen Lageänderungen bewegen sich in der Größenordnung von 10-15° Breite, die jahreszeitlichen bleiben über Südamerika und Westafrika ebenfalls in dieser Größenordnung, sie erreichen aber im Bereich Asiens über dem indischen Ozean rund 50° Breite (Monsun). Daraus ist zu folgern, dass der interhemisphärische Energie- und Massenhaushalt durch die Prozesse in diesem Bereich entscheidend bestimmt wird.

DKl

Lit: [1] FORTAK, H. (1971): Meteorologie. – Darmstadt. [2] KLAUS, D. (1989): Die planetarische Zirkulation. Praxis Geographie, Vol. 19/6, S. 12-17. [3] KRAUS, H. (2000): Die Atmosphäre der Erde. – Braunschweig.

atmosphärische Zirkulation 1: atmosphärische Zirkulation 1: Schema der atmosphärischen Zirkulation für das Bodendruckniveau und 200-hPa-Niveau mit einer Profilansicht der mittleren meridionalen Zirkulationszellen, der Frontalzonen und der Strahlströme.

atmosphärische Zirkulation 2: atmosphärische Zirkulation 2: Zusammenhang zwischen der Wellenzahl und dem meridionalen Temperaturgradienten in 5500 m Höhe für eine stabile (barotrope) breitenkreisparallele Westwinddrift mit überlagerten Rossby-Wellen sowie für instabil wachsende barokline Wellen, die den Rossby-Wellen überlagert sind.

atmosphärische Zirkulation 3: atmosphärische Zirkulation 3: Zusammenhang zwischen dem Verlauf der Höhenströmung (Polarfrontjet), der daraus resultierenden Höhendivergenz und Höhenkonvergenz sowie den kompensatorischen vertikalen Luftbewegungen, die zur Entstehung dynamischer Hoch- und Tiefdruckgebiete im Bodendruckfeld führen.

atmosphärische Zirkulation 4: atmosphärische Zirkulation 4:Schematische Darstellung des Übergangs von der Zonalzirkulation mit Rossby-Wellen in die barokline Wellenzirkulation und die Entstehung von "cut off lows" und blockierenden Hochdruckgebieten im Bereich der planetarischen Frontalzone: a) Zonalströmung mit überlagerten Rossby-Wellen; b) Rossby-Wellen überlagert von baroklinen Wellen mit labil wachsender Wellenlänge und Wellenamplitude; c) Cut-off-Effekt.

atmosphärische Zirkulation 5: atmosphärische Zirkulation 5: Geographische Verteilung der täglichen ITC- und Fronthäufigkeiten in Prozent der möglichen Häufigkeiten: a) im Januar und b) im Juli. Die mittleren Zugbahnen der außertropischen und tropischen Zyklonen (mit Wirbelsturmstärke) sind durch Pfeile markiert, die Häufigkeiten der tropischen Wirbelstürme zeigt die eingekreiste Zahl.