Ein Jet - Stream oder hohe Höhe Strom , auch häufig von seiner englischen Bezeichnung des genannte Jetstream ist ein schneller, beschränkte Luftstrom in der gefundenen Atmosphäre bestimmter Planeten wie die Erde . Jetstreams befinden sich in der Nähe der Tropopause , zwischen der Troposphäre (wo die Temperatur mit der Höhe abnimmt) und der Stratosphäre (wo die Temperatur mit der Höhe zunimmt), im Allgemeinen zwischen 7 und 16 Kilometer über dem Meeresspiegel Kilometer lang, einige hundert breit und nur wenige Kilometer dick. Die meisten Jetstreams auf der Erde sind Westwinde (sie fließen von West nach Ost). Ihr Weg hat typischerweise eine mäandernde Form ; Jetstreams können starten, stoppen, sich in zwei oder mehr aufteilen, zu einem einzigen Stream kombinieren oder in mehrere Richtungen fließen.
Die stärksten Jetstreams sind die polaren Jetstreams (zwischen 7 und 12 Kilometer über dem Meeresspiegel gelegen), während die höchsten und schwächsten die subtropischen Jetstreams (zwischen 10 und 12 Kilometer über dem Meeresspiegel liegen) 16 Kilometer über dem Meeresspiegel sind. Auf der Nordhalbkugel und auf der Südhalbkugel gibt es sowohl einen polaren Jetstream als auch einen subtropischen Jetstream.
Die Bildung von Jets resultiert aus der Rotation der Erde und der ungleichmäßigen Erwärmung der Erdatmosphäre (die von der Sonnenstrahlung aufgenommene Wärmeenergie ist von Ort zu Ort unterschiedlich: Auf der Höhe des Äquators ist es wärmer als an den Polen, wodurch ein thermisches Ungleichgewicht). Jetstreams bilden sich in Konfliktgebieten zwischen Luftmassen mit unterschiedlichen Eigenschaften, sogenannten Fronten , in denen ein großer Temperatur- und Druckunterschied herrscht .
Es gibt auch andere lokale Jetstreams. Während des borealen Sommers können sich in den östlichen Tropen Jetstreams bilden, normalerweise in einem Gebiet, in dem trockene Luft in hohen Breiten auf feuchtere Luft trifft.
Jetstreams werden "Flüsse" genannt, "Bänder", die einem gekrümmten und gewundenen Weg folgen, in dem ein großer schneller Luftstrom zirkuliert. Sie spielen eine wichtige Rolle bei der atmosphärischen Zirkulation, da sie die Grenze zwischen zwei verschiedenen Luftmassen markieren, die sich nicht vermischen können. Sie nehmen somit an der Zyklogenese der meteorologischen Systeme der mittleren Breiten ( Antizyklone und Depressionen ) teil und bewegen sich dann unter diesen starken Luftströmungen.
In einem Jet - Stream, die Geschwindigkeit von Wind wächst schnell , wie es die aktuelle Mitte annähert. Bei letzteren wird die Durchschnittsgeschwindigkeit auf etwa 25 m / s (oder 90 km / h ) geschätzt , die Höchstgeschwindigkeit kann jedoch 100 m / s (oder 360 km / h ) überschreiten : Das ist es wert, was diese Art von aktuell der Name Jet , der auf Englisch eine sehr hohe Geschwindigkeit hervorruft. Andererseits werden die von den Jetstreams durchquerten atmosphärischen Regionen von den starken horizontalen und vertikalen Windscherungen beeinflusst .
Der stabile Jetstream (genannt subtropischer Jetstream) liegt zwischen Hadley- und Ferrel - Zellen . Es trennt die gemäßigte Zone von der heißen Zone. Er weist saisonale Schwankungen sowohl in Bezug auf seine Position als auch in Bezug auf seine Intensität auf. Im Sommer, da der horizontale Temperaturgradient zwischen Pol und Äquator geringer ist , schwächt sich dieser Strom ab und geht von etwa 30 bis 40 m / s auf 15 bis 20 m / s, während sein Breitengrad zwischen den beiden Jahreszeiten zwischen 20 ° C variieren kann ° und 40 °. Seine Höhe bleibt jedoch unverändert, etwa 12 km .
Der instabile Jetstream (genannt polarer Jetstream) befindet sich zwischen der Ferrel- Zelle und der Polarzelle . Dieser Jetstream ist mit der Polarfront verbunden, die die gemäßigte Zone und die kalte Zone trennt . Es ist viel unregelmäßiger: seine Position ändert sich zwar, bleibt aber im Durchschnitt bei etwa 60 ° Breite und insbesondere seine Richtung (von West-Ost nach Nord-Süd). Frontale Störungen, die mittlere Breiten betreffen, sind mit dem Jetstream verbunden, da er Luftmassen trennt. Der polare Jetstream ist im Sommer schwächer und regelmäßiger als im Winter, da der thermische Kontrast zwischen den Polarregionen und den äquatorialen Regionen in der kalten Jahreszeit höher ist als in der heißen Jahreszeit.
Manchmal treffen sich die polaren und subtropischen Jetstreams an wenigen Stellen, meistens aber gut getrennt.
Die Windgeschwindigkeiten variieren entsprechend dem horizontalen Temperaturgradienten, im Allgemeinen über 92 km / h , können aber fast 398 km / h erreichen . Meteorologen verstehen jetzt, dass der Weg von Jetstreams für die Wettervorhersage wichtig geworden ist.
Jetstreams haben im Allgemeinen zwei mögliche Konfigurationen, die ihren Weg und ihre Geschwindigkeit bestimmen:
Strahlströme wurden zuerst von Wissenschaftlern bemerkt XIX - ten Jahrhundert mit Drachen , und später die Ballons , aber der Höhenwind von geringem Interesse vor der Zeit des ‚Luftfahrt. Viele Wissenschaftler dachten, diese Beobachtungen seien nur seltsame oder isolierte Tatsachen.
Wasaburo Oishi , japanischer Meteorologe der 1920er Jahre, war der erste, der diese Jetstreams zählte, die Ballons in der Nähe der Wetterstation des Mount Fuji verfolgten . Oishi maß zwischen 1923 und 1925 unabhängig von der Jahreszeit eine konstante Westwindgeschwindigkeit über Japan und veröffentlichte Studienberichte darüber in Esperanto statt auf Japanisch , um ein breiteres Publikum zu erreichen. Obwohl er in Kontakt mit der Internationalen Meteorologischen Organisation stand und Deutschland und die Vereinigten Staaten besuchte, wurden seine Berichte lange ignoriert, da tatsächlich nur wenige Wissenschaftler Esperanto kannten.
Seine Beobachtungen wurden in verwendet WWII vom japanischen Militär während des Feuerballon - Angriff auf dem amerikanischen Kontinent, obwohl die Wissenschaftler in das Projekt verantwortlich, Hidetoshi Arakawa einige Zweifel hatte und glaubte nicht, dass diese Maßnahmen verwendet werden könnten. ‚Gelten über die gesamte Pazifischer Ozean .
Wissen durch den Rest der internationalen Gemeinschaft dieser „starken Winde“ begann mit dem Flug des amerikanischen Flieger Wiley Post über Sibirien in den späten 1920er Jahren. Höhe gewinnen , die Berge zu vermeiden, wurde er in einem gefangen starken Fluss von Luft , sowie das7. Dezember 1934, während eines seiner Flüge über 20.000 Fuß (6.096 m), wo es auf starken Rückenwind stieß. Er galt damals auch als erster Mensch, der den Jetstream entdeckte.
Später, während des Zweiten Weltkriegs, Langstreckenbomber Piloten bemerkte die Wirkung der Strahlströme.
Die atmosphärische Zirkulation ist ein Gleichgewicht zwischen der Corioliskraft ( Trägheitskraft, die mit dem rotierenden Bezugssystem der Erde verbunden ist) und dem horizontalen Druckgradienten in einer bestimmten Höhe. Luft bewegt sich von Hochdruckgebieten zu Tiefdruckgebieten und wird durch die Corioliskraft abgelenkt (nach rechts auf der Nordhalbkugel und nach links auf der Südhalbkugel ). Nach einer Reaktionszeit fließt er schließlich entlang der Linien gleichen Drucks (aus der sehr niedrigen Atmosphäre, wo er sich durch Reibung etwas mehr in Richtung der niedrigeren Druckzone bewegt), dies wird als geostrophischer Wind bezeichnet .
Der horizontale Druckgradient hängt von der thermischen Struktur in der Luftsäule ab. Je größer der Temperaturunterschied zwischen zwei Zonen ist, desto größer ist der Druckunterschied und der Wind nimmt mit der Höhe zu. Der Jetstream bildet sich also oberhalb eines dichten Bandes von Temperaturunterschieden, die Front ( Warmfront und Kaltfront ) genannt wird und die die Massen von kalter (zu den Polen) und warmer (zu den Polen) Luftmassen trennt (Äquator).
Die mit der Höhe zunehmenden Winde würden jedoch kein Ende nehmen, wenn die Struktur der Atmosphäre nicht die sogenannte Tropopause umfasste . Letzteres ist die Grenze zwischen der Troposphäre, in der wir leben, und wo der thermische Gradient negativ ist, und der Stratosphäre, wo er positiv ist. Das Bild links zeigt uns einen vertikalen Schnitt, in dem wir die thermische Struktur durch eine Kaltfront sowie die der Winde sehen können.
Wir bemerken in dieser Abbildung, dass unter der Tropopause die Temperatur in jeder Höhe (zB 5 km ) im linken Teil kälter (zB –40 °C ) ist als im rechten (zB –10 °C ). Mit der Höhe der Windstärke über dem Bereich, in dem die Höhenänderung der Isothermen auftritt (der Front), wo der Temperaturgradient von kalter Luft zu heißer Luft am stärksten ist, nimmt die Windstärke schnell zu. Links wird die Tropopause in niedrigerer Höhe erreicht und behält dort dann mehr oder weniger ihre Temperatur, bevor sie in der Stratosphäre ansteigt, während rechts die Temperatur in der heißen Masse weiter sinkt. Da die Temperaturdifferenz zwischen den beiden Seiten immer geringer wird, begrenzt dies das Wachstum des Strahls. Das Herz des letzteren befindet sich direkt unterhalb der Tropopause der heißen Masse, wo beide Seiten die gleiche Temperatur haben. Der horizontale Temperaturgradient kehrt sich dann um und geht von heißer zu kalter Luft über, wenn wir weiter ansteigen. Diese Gradienteninversion verringert die Druckdifferenz mit der Höhe und damit den Wind. Die Tropopause in der heißen Luftmasse wird somit zum Pfropfen, der die Höhe des Jetstreams begrenzt.
Es gibt sogar im Inneren der Jets Bereiche, in denen die Windgeschwindigkeit höher ist als um sie herum. Diese Regionen werden als Kerne des Jetstreams bezeichnet. Das nebenstehende Bild zeigt die Isohypsen bei der Annäherung an den Kern des Jets, der geostrophische Wind , der durch den Druckgradienten in der freien Atmosphäre (fern von der Oberfläche) erzeugt wird, hängt von ihrem Abstand ab. Wenn sich die Isohypsen links der Jet-Achse in der Nähe des Kerns annähern und sich nach rechts entfernen, ist der Wind von dieser Achse weg schwächer als entlang dieser und seitlich aus der Achse heraus.
Die Wirkung auf die Corioliskraft wird durch die Pfeile senkrecht zur Achse dargestellt, die die Beschleunigungskomponente angeben, die als Ageostrophie bezeichnet wird (fetter bedeutet mehr Beschleunigung). Da die Windgeschwindigkeit nicht an allen Stellen der Jets gleichmäßig ist, gibt es Konvergenzbereiche, in denen wir von einem dicken Pfeil zu einem einzelnen Pfeil wechseln und umgekehrt für Divergenz, wenn wir uns von der Achse entfernen. Bereiche der Höhenkonvergenz führen zur Bildung von oberflächlichen barometrischen Spitzen (lokaler maximaler atmosphärischer Druck), wenn sich die Luft von oben nach unten bewegt ( Absenkung ), während Divergenzbereiche oberflächennahe barometrische Tröge bilden (minimaler lokaler Atmosphärendruck), da sich die Luft vom Boden bewegt nach oben ( heben ).
Die Druckschwankung an der Oberfläche findet sich jedoch nicht genau unter den Konvergenz- bzw. Höhendivergenzzonen, sondern ist eher ausgeglichen. Tatsächlich ist in einem baroklinen System, in dem ein Jetstream vorhanden ist, die Höhe der gleichen Druckniveaus gemäß einer Neigung in der Vertikalen verteilt und die Zentren des hohen oder niedrigen atmosphärischen Drucks sind daher nicht vertikal. In einer bestimmten Höhe bewegt sich die Luft also von hohem zu niedrigem Druck, und in den mit dem Strahl verbundenen Höhendivergenzzonen herrscht daher im Vergleich zur Umgebung, die Luft bringt, einen niedrigeren Druck der baroklinen Zone. Auf der Nordhalbkugel ist die Neigung nach Süden oder Osten gerichtet und die Oberflächendepression wird sich daher im südlichen Quadranten der oberen Divergenzzone entwickeln. Ebenso tritt im nördlichen Quadranten die Bildung eines Antizyklons oder barometrischen Rückens auf.
Die Krümmung des Jetstreams ändert jedoch die Intensität der Konvergenz- und Divergenzzonen, indem sie dem Wind eine zusätzliche Zentripetalbeschleunigung hinzufügt. Bei einer zyklonalen Strömung wird also die Intensität des linken Inputs (Konvergenz) und des linken Outputs (Divergenz) des Jetstreams erhöht, während der rechte Input (Divergenz) und der rechte Output (Konvergenz) abgeschwächt und möglicherweise sogar ausgeschaltet werden null Wirkung. Bei einem Hochdruckstrom kehrt sich der Effekt um.
Wir verwenden den Begriff und den Begriff des Jetstreams auch, um Zonen mit sehr starkem Wind zu qualifizieren, die sich unter bestimmten Bedingungen in den unteren Schichten der Troposphäre (zwischen der Oberfläche und 700 hPa) entwickeln: Die dann in diesen Zonen zirkulierenden Strömungen werden als Low-Level bezeichnet jets, geringere jets , oder niedriger Pegel Strahl . Die Windgeschwindigkeit erreicht jedoch nicht die gleiche Intensität wie bei den oben beschriebenen Höhenjets.
Diese Low-Level-Jets sind ähnlich geformt, aber was die Höhe des Jets bestimmt, ist in diesem Fall nicht die Tropopause. Es ist vielmehr eine Umkehrung der thermischen Struktur der Atmosphäre, die der gleichen Funktion dient. Tatsächlich kann sich die Temperatur je nach Luftmasse aufgrund der Advektion wärmerer Temperaturen auf diesem Niveau (Struktur einer Warmfront), des Absinkens trockener Luft aus der Höhe gemäß dem adiabatischen Temperaturgradienten oder durch Strahlung vorübergehend auf ein bestimmtes Niveau umkehren in Bodennähe (klarer Himmel bei Nacht).
Ein Sonderfall des Low-Level-Jetstreams ist somit der Nacht-Jetstream . Sie tritt auf, wenn sich eine starke nächtliche Abkühlung auf dem Land entwickelt und die Höhenströmung von der Belastung der Oberflächenreibung trennt. Eine Nachtschicht starkem Wind entwickelt, bei super- geostrophischen Geschwindigkeit , auf einer Höhe von ein paar hundert Meter über dem Boden.
Diese Bereiche , in denen der Low-Level - Wind ist stärker sind sehr wichtig , da es Massen Konvergenz auf die linke Seite davon in der nördlichen Hemisphäre (nach rechts in der südlichen Hemisphäre) , die eine Fläche erzeugt , wo es wird eine Aufwärtsbewegung hat. Dies begünstigt die Bildung von Wolken, wenn sie mit einer Oberflächenmulde verbunden sind. Low - Pegel Düsen sind eines der wichtigsten Elemente in der Bildung von organisierten Gewittern wie Bö Linien , Mesoscale - Sturm - Komplexe und Derechos .
Die sich in Bodennähe bewegende Luft folgt den Konturen des Geländes. Wenn es auf ein Hindernis trifft, muss es seinen Hang hinaufgehen und kühlt nach dem idealen Gasgesetz ab . Da die Luftschicht über der ersten wärmer ist als die angehobene Luft, begrenzt sie die Höhe, die die Oberflächenluft am Hang des Hindernisses erreichen kann, da das angehobene Stück dort einem Druck ausgesetzt ist. Wenn die Luftschichtung wichtig ist, kann die Luft nicht nach oben gelangen und es entsteht parallel zum Hindernis und stromaufwärts ein starker Wind, der als Jetstream-Barriere bezeichnet wird .
Dieses Phänomen tritt insbesondere dann auf, wenn der Wind in Bodennähe mehr oder weniger senkrecht zu einer Hügel- oder Bergkette steht. Der gesamte Bereich stromaufwärts dieses Hindernisses ist dieser Hebung ausgesetzt und es hat sich ein Kaltluftdom gebildet . Nach der geostrophischen Windbilanz stehen die Isobaren parallel zum Wind und damit auch senkrecht zur Kette. Die höchsten Drücke sind auf der Nordhalbkugel rechts der Windrichtung und auf der Südhalbkugel umgekehrt. Es entsteht daher ein Druckgefälle entlang der Hindernisachse, während die Oberflächenluft durch die Reibung mit dem Boden und das Aufheben entlang der Entlastung gebremst wird, um allmählich mehr oder weniger Null zu werden. Die Luftbewegung unterliegt dann Druckunterschieden. Die Luft bewegt sich dann von den hohen Drücken auf die niedrigen Drücke, also links von der anfänglichen Strömung. Dies wird durch die Corioliskraft abgelenkt, wenn die Situation mehrere Stunden andauert und die Zirkulation im Laufe der Zeit parallel zum Gebirge wird. So erzeugt auf der Nordhalbkugel ein Ostwind, der auf eine Bergkette trifft, in niedriger Höhe einen Barrierejet aus Norden und ein Westwind eine Südströmung.
Dieses Phänomen ist weit verbreitet und erfordert keine große Höhe des Leitungshindernisses, es findet sich oft zum Beispiel entlang von Küstenklippen . Je stabiler die Luft, insbesondere bei einer Temperaturinversion mit der Höhe, ist, desto geringer ist die Höhe der Kuppel und desto mehr kann der Barrierestrahl durch niedrige Hindernisse gebildet werden. Bei erheblichen Hindernissen, einer starken Inversion und einer langen Persistenz dieser Parameter kann der Strahl jedoch sehr stark werden und auf niedrigem Niveau gefährliche Turbulenzen verursachen .
Die Breite des Barrierestrahls ist durch den Rossby-Verformungsradius gegeben, dh L = NH / f, wobei N die Brunt-Väisälä-Frequenz , H die Höhe des Hindernisses und f der Parameter der Corioliskraft ist . Die Achse dieser Strömung wird sich entsprechend der Breite der erzeugten Kaltluftkuppel stromaufwärts des Hindernisses bewegen und wir können daher dieser starken Strömung in bestimmten Fällen weit vor dem Hindernis begegnen. Die Luft, die über die Kuppel aufsteigen muss, wird abgekühlt und gesättigt, wodurch Wolken und sogar Niederschlag stromaufwärts des Hindernisses entstehen können. Der Barrierestrahl hat somit die Wirkung, den Niederschlag zu erhöhen .
Der Okklusions-Jetstream ist ein kleiner Bereich mit sehr starken und turbulenten oberflächennahen Winden im südwestlichen Quadranten einer Depression , die durch den Abstieg des Jetstreams aus mittleren Ebenen schnell verschließt . Es ist gekennzeichnet durch eine Verstärkung des Druckgradienten, der sich in der Endphase der rasanten Entwicklung kurz hinter und südlich eines aktiven Systems gemäßigter Breiten ausbildet. Dieser Strom entwickelt sich in der letzten Stufe des Shapiro-Keyser-Modells der Zyklogenese . Diese Winde wehen in einem Gebiet, in dem sich der Himmel auf den Bildern eines Wettersatelliten entlang eines gekrümmten Korridors aufklart, und brachten ihm aufgrund seiner Ähnlichkeit mit dem Stachel eines Skorpions im Englischen den Namen " Sting Jet " ein .
Ein Talstrahl ist ein kalter Luftstrahl, der aus der Mündung eines Tals oder einer Schlucht in eine Ebene mündet. Es ist eine Beschleunigung der nächtlichen Talbrise, die durch die kalte Luft erzeugt wird, die in riesigen Entwässerungssystemen den Berg hinunterströmt. Seine Höchstgeschwindigkeit kann in klaren Nächten 50 km / h überschreiten , wenn er sehr tiefe Täler verlässt. Die maximalen Geschwindigkeiten im Jet beginnen am frühen Abend in der Nähe der Oberfläche, aber bei gut entwickelten Jets befindet sich der Kern des Jets mehr als 300 Meter über dem Boden.
Die Beschleunigung dieses katabatischen Windes beruht auf der Umwandlung der potentiellen Energie der Luft in kinetische Energie, wenn sich die Strömung aus der Umhüllung der Seitenwände löst und sich horizontal ausbreitet, während sie sich vertikal verdichtet ( Venturi-Effekt ). Ein weiterer Faktor ist der plötzliche Reibungsverlust, den die Luft entlang der Seitenwände erfuhr. Wenn der Bach voll entwickelt ist, entspricht seine Tiefe in der Nähe des Auslaufs etwa der Höhe der Talwände.
Während eines starken explosiven Vulkanausbruchs kann die Vulkanfahne Dutzende von Kilometern Höhe erreichen. Auf etwa 9–10 km erreicht er die Basis der Stratosphäre und damit des Jetstreams. Dieser transportiert dann alle Bestandteile dieser Aschewolke und insbesondere die bei der Umwandlung von Schwefeldioxid (SO 2) in Kontakt mit Wasserdampf (H 2 O), in Tröpfchen von Schwefelsäure (H 2 SO 4). Diese absorbieren und reflektieren jedoch die Sonnenstrahlung, sodass die Sonnenstrahlung an der Erdoberfläche und die Temperaturen vorübergehend sinken.
Einige Eruptionswolken, wie sie über den Spalten von Lakagígar in Island erzeugt wurden, erreichten eine Höhe von 9 bis 13 km und setzten 95 Tg SO 2 . freiim polaren Jetstream. Dies erzeugte eine östliche Ausbreitung vulkanischer Emanationen. Jetstreams tragen daher Staub und Aerosole, die bestimmte Vulkanausbrüche in die Stratosphäre projizieren. Dann tritt eine globale Abkühlung ein.
Darüber hinaus würde die erhebliche Erwärmung der Arktis in den letzten Jahren nach Ansicht einiger Forscher dazu führen, dass der Jetstream kurvenreicher wird, seine Kurven akzentuiert und extreme klimatische Ereignisse in Breitengraden verursacht werden, in denen diese Phänomene selten sind (Hitzewellen in Westeuropa 2003 und in Russland 2010, sehr starke Kältewellen bis in den Süden der USA, Transport tropischer Feuchtigkeit durch atmosphärische Flüsse mit sintflutartigen Regenfällen bei Veranstaltungen wie dem Pineapple Express ).