Jetstream

Ein Jetstream (engl.: jet stream, jet) bzw. Strahlstrom ist ein schmales Starkwindband im Bereich der oberen Troposphäre bis zur Stratosphäre. Jetstreams bilden sich infolge globaler Ausgleichsbewegungen zwischen verschiedenen Temperaturregionen bzw. Hoch- und Tiefdruckgebieten und stellen die stärksten natürlich auftretenden Winde dar, wobei sie im Vergleich zu anderen Wetterphänomenen sehr verlässlich und stabil in ihrem Auftreten sind. Allgemeiner definiert handelt es sich um atmosphärische Windbänder mit einer nahezu horizontalen Strömungsachse (Jetachse) und Windspitzen von bis zu 150 m/s (540 km/h), wobei die Windgeschwindigkeit – sowohl vertikal als auch horizontal – mit zunehmender Entfernung zum Strömungszentrum rasch abfällt. Sie gehören näherungsweise zur Gruppe der geostrophischen Winde, bei welchen ein Gleichgewicht zwischen Druckgradient- und Corioliskraft herrscht.

Entdeckungsgeschichte

Im späten 19. Jahrhundert gelangte man durch die Beobachtung von hochgelegenen Wolkenformationen zu dem Schluss, dass es in deren Umgebung starke Höhenwinde geben müsse. Diese konnten jedoch nur in sehr unregelmäßigen Abständen beobachtet werden, so dass ihre Regelmäßigkeit und vergleichsweise gleich bleibende Stärke noch nicht erkannt wurden. Diese Eigenschaften wurden erstmals bei der aus großer Höhe durchgeführten Bombardierung Japans durch B-29 Bomber und den damit einher gehenden Wetterbeobachtungen der Piloten deutlich. Bei vielen Flügen in westlicher Richtung traten hierbei Windgeschwindigkeiten in Gegenrichtung auf, die jenen der Flugzeuge entsprachen. Die Jetstreams spielen daher schon historisch sowohl in der Meteorologie als auch in der Luftfahrt eine entscheidende Rolle, wobei der Begriff des Jetstreams selbst aus dem Jahr 1944 stammt und sich hiernach schnell verbreitete. Die deutsche Bezeichnung Strahlstrom wurde bereits in den 1930er Jahren genutzt.

Auftreten und Arten

Es gibt vier wesentliche Jetstreams, wobei man zwischen zwei verschiedenen Arten und ihrer jeweiligen Erdhalbkugel unterscheiden muss. Da sie in großen Höhen auftreten, werden sie in isobaren Höhenwetterkarten dargestellt bzw. ausgewertet.

• Der polare Strahlstrom (PFJ - Polarfrontjetstream) verläuft je nach Großwetterlage zwischen 40° und 60° geographischer Breite im Bereich der 249- bis 300-hPa-Isobare im Verbund mit der oft bis zum Boden reichenden Polarfront. Er erreicht im Kernstrom, also seinem Zentrum, Geschwindigkeiten von 200 - 500 km/h (absolutes Maximum ~1970 in Japan 650 km/h) und stellt den wichtigsten Jetstream Strahlstrom dar, wobei er gerade auch für das europäische Wetter von maßgeblicher Bedeutung ist. Da sich in den mittleren Breiten aufgrund des Aufeinandertreffens von kalter Polarluft und gemäßigten wärmeren Luftmassen ein vergleichsweise starker horizontaler Temperaturgradient ausbildet, tritt der PFJ ganzjährig auf. Sein Maximum liegt jedoch im Winter, da dann in der Regel die Temperaturunterschiede der Luft größer sind als im Sommer. Durch dynamische Effekte in der Erdatmosphäre tritt der Polarfrontjetstream nur in relativ kurzen Bändern von wenigen tausend Kilometern Länge auf.

• Der subtropische Strahlstrom (STJ - Subtropenjetstream) ist ebenso ein Westwind Strahlstrom - Jetstream in der Nähe der Wendekreise bzw. der Subtropen, also im Bereich von 20° bis 30° geographischer Breite und im Bereich der 150 bis 200 hPa Isobare. Er tritt an der Obergrenze des abfallenden Astes der Hadley-Zelle auf, also über dem subtropischen Hochdruckgürtel, und entwickelt sich aus dem Antipassat. Der STJ ist schwächer als der PFJ und kommt oft nur in den jeweiligen Wintermonaten zur Ausbildung. Wie der PFJ ist er eng verknüpft mit einem großen horizontalen Temperaturgradienten, der sogenannten Subtropenfront, die sich jedoch im Gegensatz zur Polarfront im Allgemeinen nicht bis zum Boden ausdehnt. Obwohl er schwächer ist als der Polarfrontjetstream, zeigt er eine wesentlich größere Beständigkeit in Position und Intensität und erstreckt sich zudem geschlossen um den gesamten Globus.

Neben den bekannten großen Jetstreams gibt es aber auch noch

• den Tropical Easterly Jet (TEJ):

Er erstreckt sich ausgehend von der tibetischen Hochebene bis zur innertropischen Konvergenzzone (ITC) und ist hier vor allem als Höhenostwind bis in den Norden Afrikas wetterwirksam. Insbesondere handelt es sich also nicht um einen Westwind wie beim PFJ oder STJ, sondern um einen Ostwind. Seine stärkste Ausprägung erfährt er im Nordsommer, also während des indischen Sommermonsuns.

• die low altitude jets:

Sie treten in der Nähe von Wirbelstürmen auf (low altitude = niedrige Höhe).

• den nocturnal jet:

Ein nächtlicher low-altitude-Jetstream.

• stratosphärische bzw. mesosphärische Jetstreams
• Ein Supersturm ist eine Jetstreamverwirbelung aus einem polaren Strahlstrom (PFJ - Polarfrontjetstream)und einem subtropischen Strahlstrom (STJ - Subtropenjetstream).

Ursachen, Entstehung und meteorologische Bedeutung

Die vergleichsweise starke Sonneneinstrahlung am Äquator sorgt hier für eine Erwärmung der bodennahen Luftmassen und eine positive Energiebilanz, während diese an den Polen aufgrund der Breitengradabhängigkeit der durch die Sonne bedingten Strahlungsenergie negativ ist. Es handelt sich folglich im bodennahen Bereich des Äquators um relativ warme Luftmassen, die im Vergleich zu den kälteren Luftmassen der Pole eine geringere Dichte besitzen. Die Luft der Troposphäre ist aufgrund dessen entlang der den ganzen Erdball umspannenden innertropischen Konvergenzzone (ITC) lockerer gepackt als an den Polen, was zur Folge hat, dass der vertikale Druckgradient wesentlich geringer ist als bei niedrigen Temperaturen und der Luftdruck daher langsamer mit der Höhe sinkt als südlich oder nördlich der ITC. Die Troposphäre kann unter anderem aufgrund dessen entlang des Äquators bis in eine Höhe von ungefähr 16 km reichen, während sie an den Polen nur eine durchschnittliche Mächtigkeit von 8 km erreicht. Diese Luftdichteverminderung am Äquator ist dabei mit einer relativen Druckerniedrigung und somit einem stabilen Tiefdruckgürtel verbunden, eben der schon angesprochenen inntertropischen Konvergenzzone, wobei eine Unterscheidung zwischen ITC und Äquator nötig ist.

In der Höhe hingegen herrscht aufgrund des geringen Druckgradienten ein Hochdruckgebiet, weshalb man am Äquator zwischen Bodentief und Höhenhoch unterscheidet. Über den Polen sind die Luftmassen wesentlich dichter gepackt. Durch die geringe Sonneneinstrahlung ist die Luft hier kalt und lagert aufgrund der höheren Dichte schwerer auf der Erdoberfläche. Der Druckgradient ist hier folglich wesentlich stärker ausgeprägt und es existieren stabile Hochdruckgebiete am Boden. Man spricht deshalb von einem Bodenhoch und dementsprechend auch von einem Höhentief.

Die Luftdruck- bzw. Temperaturunterschiede zwischen dem Äquator und den Polen sind also thermisch bedingt. Sie resultieren aus der Breitenabhängigkeit der Sonneneinstrahlung, die sich rein geometrisch aus den verschieden großen Einfallswinkeln der Sonnenstrahlung ergibt. Der Antriebsmotor des entstehenden dynamischen Wetter- und Windsystems und somit auch der Jetstreams lässt sich demnach, trotz aller anderen Einflussfaktoren, in der Sonne finden.

Druckgradientkraft

Zwischen Hoch- und Tiefdruckgebieten stellt sich eine Ausgleichskraft ein, die man als Gradientkraft oder auch Druckgradientkraft bezeichnet. Im Bestreben, die Druck- bzw. Temperaturunterschiede auszugleichen, bewegt sich die Höhenluft, der Gradientkraft folgend, über die Breitengrade hinweg vom Höhenhoch des Äquators in Richtung des Höhentiefs der Pole, also vom Ort des höheren zum Ort des niedrigeren Druckes. Je stärker nun diese Druck- und Temperaturunterschiede sind, desto stärker ist auch die Gradientkraft und der aus ihr resultierende Wind. Diese Unterschiede sind nur selten, etwa bei tropischen Wirbelstürmen, groß genug, um die Luft in Nähe des Erdbodens ausreichend zu beschleunigen und führen hierbei auch meist nur zu Rotationsbewegungen, welche jedoch sehr unbeständig sind und aufgrund der fehlenden horizontalen Strömungsachse, trotz teilweise hoher Drehgeschwindigkeiten, keine Jetstreams darstellen. Jetstreams selbst können sich nur bei den mit der Höhe zunehmenden Druckunterschieden und ohne Reibungseinflüsse (Freie Atmosphäre) bilden. Die Druckunterschiede nehmen jedoch auch nahe der Tropopause bzw. in der Stratosphäre wieder stark ab. Dies erklärt, warum sich die sehr starken Jetstreams vor allem an scharfen Luftmassengrenzen entwickeln und zudem vertikal auf eine bestimmte Höhe begrenzt sind, im Endeffekt also die Erscheinungsform eines Windschlauches besitzen. Diese idealisierte Darstellung muss jedoch um den sogenannten Corioliseffekt erweitert werden.

Corioliseffekt

Bewegungen auf der Oberfläche einer sich drehenden Kugel können nur unter Berücksichtigung der Drehung eben jener Kugel betrachtet werden. Eine Verlagerung in oder entgegen der Drehrichtung tritt auf, weil zu unterschiedlichen Breitengraden eine unterschiedliche Umfangsgeschwindigkeit gehört. Es wird sozusagen die Umfangsgeschwindigkeit vom Startort zum Zielort mitgenommen. Dabei ist die Winkelgeschwindigkeit überall gleich. Durch die Differenz der Umfangsgeschwindigkeiten entsteht der Ablenkungseffekt, Coriolis-Effekt genannt. Dieser ist keine Kraft sondern ein Effekt, der bei Bewegungen auf rotierenden Kugeln auftritt, wenn sich während der Bewegung der Abstand zur Drehachse ändert.

Der Easterly Jet, welcher oberhalb der ITC auftritt, lässt sich mit dem Coriolis-Effekt sehr gut erklären. Die in den Gewittern heftig aufsteigenden Luftmassen nehmen ihre Umfangsgeschwindigkeit vom Boden mit in die Höhe, wo die (relativ zur Erdoberfläche) ruhende Luft eine höhere Umfangsgeschwindigkeit hat. Dadurch erfahren die aufsteigenden Luftmassen scheinbar eine Beschleunigung entgegen der Drehrichtung, also Richtung Westen. Das entspricht einem Ostwind, womit die Besonderheit des einzigen Jets mit Ostwind erklärbar ist. Diese Beschleunigung ist aber nur ein Effekt, denn nach Newton wird hierbei kein Körper beschleunigt, also wirken auch keine Kräfte. Die Bewegungen treten durch Veränderungen im Koordinatensystem auf. Man spricht auch von einer "Scheinkraft".

Die folgende Darstellung veranschaulicht die traditionelle Erklärung, welche nur die Erscheinungen und damit nicht die Ursachen betrachtet. Bewegen sich Luftmassen vom Äquator aus, entsprechend der Gradientkraft, zu den Polen hin, wird die Corioliskraft oder richtig gesagt der Corioliseffekt in Richtung der mittleren Breiten zunehmend stärker und lenkt die Winde in Bewegungsrichtung mehr und mehr nach Osten ab, bis sie schließlich - parallel zu den Breitengraden - zu einer sehr starken Westwindströmung, einem Jetstream, werden. Die Corioliskraft ist somit eine wesentliche Einflussgröße in Bezug auf die Entstehung und Erscheinung der Jetstreams, spiegelt jedoch im Gegensatz zur Gradientkraft keinen energetischen Antriebsmotor wider. Die Ablenkung der der Gradientkraft folgenden Winde wiederholt sich hierbei und resultiert zunächst im Subtropenjetstream und in höheren Breiten im Polarfrontjetstream. Die schematischen Darstellungen sind aufgrund dessen auch nicht vollständig und dienen lediglich der Veranschaulichung der Grundlagen. Der Einfluss der Erdrotation und die damit verbundene 'Mitnahme' der leichteren Luftteilchen in den oberen Atmosphärenschichten auf die Bildung von Jetstrams ist noch nicht geklärt. Ein solcher Einfluss lässt sich durch das häufige Auftreten von Jetstreams im Bereich des Wendekreises (verbunden mit den Luftströmungen von Süd nach Nord) logisch folgern.

Auswirkungen auf Wetter und Klima

Jetstreams sind maßgeblich für die Luftdruckverteilung und somit für die Ausbildung der Wind- und Luftdruckgürtel auf der Erde verantwortlich. Sie stellen also die wesentliche Ursache für die Wetterentwicklung und ein wichtiges Element für den globalen Wärmeübergang zwischen Tropen und Polen dar: Bei ausreichend großen Temperaturunterschieden der Luftmassen aus den Subtropen (z. B. Wüsten) und den Polen wird der Windstrom an der Polarfront stark abgelenkt, er mäandriert. Dies liegt in der höheren Dynamik der Polarfront begründet und wird durch kontinentale Hindernisse wie beispielsweise hohe Gebirgsketten (Himalaya und Rocky Mountains) noch wesentlich verstärkt. Dieser Effekt führt zur Ausbildung der sogenannten Rossby-Wellen, die in der oberen Abbildung vereinfacht blau dargestellt sind. Die Darstellung ist hierbei idealisiert, da die Faltung des Jetstreams in der Realität uneinheitlich ist und sich der Polarfrontjetstream auch nicht geschlossen um die gesamte Erde windet. Der Jetstream befindet sich außerdem zwischen warmer Luft mittlerer Breiten und kalter Luft höherer Breiten. Ein realistischeres und aktuelles Bild der mäandrierenden Bänder des PFJ ist in den Weblinks einsehbar.

Der Jetstream reißt zusätzlich die unteren Luftschichten mit, wobei entsprechend der Verwirbelung der Rossby-Welle stets dynamische Tiefdruckgebiete (Zyklone) in Richtung Pol (im Gegenuhrzeigersinn verdreht über den „Wellentälern“, sogenannte Tröge) und in Richtung Äquator Hochdruckgebiete (im Uhrzeigersinn verdreht unter den „Wellenbergen“, so genannte Rücken) ausscheren. Zu beachten ist hierbei, dass lediglich der polare Strahlstrom zur Ausbildung von Rossby-Wellen tendiert und diese auch in der Nordhalbkugel wesentlich ausgeprägter sind als in der Südhalbkugel, da sich auf der nördlichen Hemisphäre deutlich mehr kontinentale Hindernisse befinden.

Bedeutung für die Luftfahrt

Besonders auf Linienflügen über größere Entfernungen, beispielsweise zwischen Nordamerika und Europa, ist der Effekt des Jetstreams deutlich spürbar. Da es sich um einen starken und recht verlässlichen Höhenwind handelt, können Flugzeuge ihn nutzen, um eine höhere Geschwindigkeit und auch einen niedrigeren Treibstoffverbrauch zu erreichen. Sowohl Flughöhen als auch Reiserouten werden deshalb an den Verlauf des Jetstreams so angepasst, dass man ihn als Rückenwind nutzen oder als Gegenwind meiden kann. Er ist also unter anderem dafür verantwortlich, dass Flughöhen von 10 bis 12 Kilometer, je nach Höhe des Jetstreams, und Reiserouten weit abseits einer direkten „Luftlinie“ favorisiert werden. Bei einem Flug über den Atlantik nach Europa beispielsweise verläuft die Route abseits der Orthodrome (Großkreise), was eine Zeitersparnis von mehreren Stunden nach sich ziehen kann. Daraus leiten sich jedoch auch negative Effekte auf die Navigation und Flugsicherung ab.

Eine weitere interessante Anwendung der Jetstreams ergibt sich für die Ballonfahrt. Japan konnte nur unter Ausnutzung dieser Streams am Ende des Zweiten Weltkriegs das amerikanische Festland mit sprengstoffführenden Ballons angreifen und auch die Ballon-Weltumrundung von Bertrand Piccard war ebenfalls nur durch diese überhaupt erst möglich.

Die den Jetstreams folgenden Turbulenzgebiete und daraus folgenden Belastungen haben erhebliche Auswirkungen auf die Stabilität eines Flugzeugs und vieler seiner Bauteile und damit letztlich auf die Sicherheit des Fliegens. Besonders Teile der Flügel und ihrer Anschlüsse an den Rumpf werden dort starken Kräften ausgesetzt.

Fluggeschwindigkeiten wurden und werden in der Luftfahrt typischerweise zunächst nur als Staudruck über ein Pitotrohr gemessen. Ein Gegenwind wird nicht angezeigt, da nur die unkorrigierte Geschwindigkeit gegenüber der umgebenden Luft gemessen wird. Nun kann eine hohe angezeigte Fluggeschwindigkeit (engl. Indicated Air Speed, IAS) zu einer geringen Geschwindigkeit über Grund (engl. Ground speed, GS) führen, welche früher mangels anderer Messmethoden unter Umständen nicht bemerkt wurde. Dies führte vermutlich auch zu einem der mysteriösesten Unfälle der frühen Luftfahrtgeschichte, dem Absturz der Star Dust über den Anden.

Bei entsprechender Flugzeugausstattung können heutzutage mehrere Geschwindigkeiten angezeigt werden:

1. die unkorrigierte relative Geschwindigkeit gegenüber der umgebenden Luft (IAS),
2. die um den Instrumentenfehler korrigierte, kalibrierte Geschwindigkeit (englisch: Calibrated air speed, CAS),
3. die zusätzlich um die Luftdichte in größerer Flughöhe korrigierte, wahre Geschwindigkeit (englisch: True air speed, TAS),
4. die weiterhin noch um den Wind korrigierte Geschwindigkeit über Grund (englisch: Ground speed, GS),
5. die Äquivalenzgeschwindigkeit (englisch: Equivalent air speed, EAS) als die um die Kompressibilität korrigierte wahre Geschwindigkeit.

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