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Der Luftdruck
Der versteckte Schlüssel zu gutem und schlechtem Wetter.
Druck: Definition, Messung, Reduktion
Der Luftdruck ist die Größe, die die Wetterkarten strukturiert: er zeichnet Tiefs und Hochs und steuert indirekt den Wind.
Definition und Einheiten
Der Druck an einem Punkt ist das Gewicht der darüberliegenden Luftsäule, pro Flächeneinheit. Man misst ihn in Hektopascal (hPa): ein Hektopascal ist 100 Pascal, die Druckeinheit, und entspricht genau dem alten Millibar. Der Standardwert auf Meereshöhe beträgt 1013,25 hPa. In Bodennähe nimmt der Druck um etwa 1 hPa pro 8 Meter ab, dann exponentiell mit der Höhe: in 5,5 km liegt bereits die Hälfte der Atmosphärenmasse unter unseren Füßen.
Isobaren und Reduktion auf Meereshöhe
Das Barometer misst den örtlichen Druck. Aber Stationen verschiedener Höhen zu vergleichen erfordert, den Einfluss des Reliefs auszuschalten: man reduziert daher jede Messung auf Meereshöhe. Ohne diese Korrektur würde eine Bergstation dauernd einen tiefen Druck zeigen. Die Isobaren sind die Linien, die die Punkte gleichen reduzierten Drucks verbinden, meist alle 4 oder 5 hPa gezeichnet; ihre Dichte misst den Druckgradienten, also die Windstärke.
Das Geopotential in der Höhe
In der Höhe denken Meteorologen nicht über den Druck in einer festen Höhe, sondern über die Höhe einer gegebenen Druckfläche, wie 500 hPa, bei etwa 5,5 km: das ist das Geopotential. Die Tröge dieser Flächen und ihre Rücken steuern die Bodentiefs.
💡 Ohne Reduktion auf Meereshöhe würde eine Bergstation immer einen tiefen Druck anzeigen: der Vergleich wäre sinnlos.
Geostrophischer Wind und Corioliskraft
Der Wind entsteht aus Druckunterschieden, aber seine Richtung wird stark durch die Erdrotation geformt. In der Höhe stellt sich ein bemerkenswertes Gleichgewicht ein.
Die Druckkraft
Die Luft erfährt eine Kraft, die sie vom Hoch zum Tief drückt, umso stärker, je enger die Isobaren liegen: das ist die Druckgradientkraft. Allein würde sie den Wind geradewegs zum Zentrum der Tiefs wehen lassen.
Die Corioliskraft
Die Erdrotation lenkt jede Bewegung ab: das ist die Corioliskraft. Auf der Nordhalbkugel dreht sie die Luft nach rechts; auf der Südhalbkugel nach links. Sie ist proportional zur Geschwindigkeit und zum Sinus der Breite: maximal an den Polen, null am Äquator.
Das geostrophische Gleichgewicht
Fern vom Boden, ohne Reibung, gleichen sich Druckkraft und Corioliskraft schließlich aus: der Wind weht dann parallel zu den Isobaren, was man den geostrophischen Wind nennt. Auf der Nordhalbkugel lässt er das Tief zu seiner Linken.
💡 Buys-Ballot-Gesetz auf der Nordhalbkugel: mit dem Rücken zum Wind liegt das Tief zu Ihrer Linken.
Realer Wind: Reibung, Gradient und Wetter
Der reale Wind, den man am Boden misst, weicht vom idealen geostrophischen Wind ab: die Reibung und die Krümmung der Bahnen kommen ins Spiel und verbinden den Druck direkt mit dem Wetter.
Die Reibung in der Grenzschicht
In den ersten Hundert Metern, der Grenzschicht, verlangsamt die Bodenreibung den Wind und schwächt die Corioliskraft. Das Gleichgewicht verschiebt sich: der Wind kreuzt dann die Isobaren, mit einem Winkel von 10 bis 30°, in Richtung Tief. Deshalb spiralt die Luft zum Kern der Tiefs.
Der Gradientwind
Wenn die Bahnen gekrümmt sind, kommt ein Zentrifugaleffekt zur Bilanz hinzu. Um ein Tief ist der Gradientwind etwas schwächer als der geostrophische, er ist subgeostrophisch; um ein Hoch etwas stärker, supergeostrophisch.
Konvergenz, Divergenz und Vertikalbewegungen
Der zum Tief spiralende Wind verursacht dort Konvergenz: die Luft staut sich im Zentrum und kann, da sie nicht in den Boden kann, nur aufsteigen, was Wolken und Regen bildet. Umgekehrt divergiert die Luft aus einem Hoch, was die Höhenluft durch Subsidenz zum Absinken zwingt, daher ruhiges und trockenes Wetter. So verbindet sich der Bodendruck direkt mit dem Wetter.
💡 Die Luft konvergiert und steigt in den Tiefs, daher das gestörte Wetter; sie divergiert und sinkt in den Hochs, daher das ruhige Wetter.
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