lang=de|mini|Strahlstromband (vereinfachte Darstellung) mini|Video: Was sind Jetstreams? (1:42 min)|thumbtime=1:30 Jetstream (von , eine Übersetzung des deutschen Wortes Strahlstrom oder Strahlströmung) (englisch). ist in der Meteorologie der Anglizismus für ein sich dynamisch verlagerndes Starkwindfeld, das meist im Bereich der oberen Troposphäre bis zur Tropopause auftritt.
Jetstreams bilden sich infolge globaler Ausgleichsbewegungen zwischen verschiedenen Temperaturregionen sowie zwischen Hoch- und Tiefdruckgebieten. Jetstreams sind die stärksten natürlich auftretenden Winde und im Vergleich zu anderen Wetterphänomenen sehr verlässlich und über mehrere Tage stabil. Kurzfristig betrachtet trennen sie warme von kalten Luftmassen, letztendlich verwirbeln sie diese aber durch Vertikalbewegungen in bestimmten Bereichen. Die warmen Luftmassen werden auf ihrem Weg zum Nordpol durch die Erdrotation abgelenkt, wobei sie ihre hohe Bahngeschwindigkeit beibehalten.
Allgemeiner definiert sind Jetstreams atmosphärische Windbänder mit einer nahezu horizontalen Strömungsachse („Jetachse“) und Windgeschwindigkeiten von bis zu 150 m/s (540 km/h). Die Windgeschwindigkeit fällt, sowohl vertikal als auch horizontal, mit zunehmender Entfernung zum Strömungszentrum rasch ab. Jetstreams gehören zur Gruppe der geostrophischen Winde, bei denen ein Gleichgewicht zwischen Druckgradient- und Corioliskraft herrscht.
Auftreten und Arten mini|Verlauf eines Jetstreams mini|Jetstreams auf nördlicher und südlicher Halbkugel 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 (meist in Bezug zur 200-hPa-Druckfläche).
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. Der nördliche PFJ erstreckt sich über die mittleren und nördlichen Breiten von Nordamerika, Europa und Asien und den dazwischen liegenden Ozeanen, während der südliche PFJ hauptsächlich über der Antarktis kreist. Er erreicht im Kernstrom, also seinem Zentrum, Geschwindigkeiten von 200 bis 500 km/h (bekanntes Maximum ~1970 in Japan 650 km/h) und stellt den wichtigsten 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 Geschwindigkeitsmaximum und die tiefsten Lagen werden jedoch im Winter erreicht, da dann in der Regel die Temperaturunterschiede zwischen Pol und Äquator größer sind als im Sommer sowie die Tropopause meist deutlich niedriger liegt. 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-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 (der Erdhalbkugeln) 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 = geringe 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).
Entstehungsursachen 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 deswegen 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 zunehmender Höhe absinkt, als dies südlich oder nördlich der ITC der Fall ist. Unter anderem deswegen kann sich die Troposphäre entlang des Äquators bis in eine Höhe von ungefähr 18 km und auch noch in den gemäßigten Breiten bis etwa 12 km erstrecken, während sie an den Polen nur eine mittlere Mächtigkeit von 8 km erreicht.Klett Buch: TERRA Geographie Bayern 11, S. 10, Z. 40. Diese Luftdichteverminderung am Äquator ist dabei mit einer relativen Druckerniedrigung und somit einem stabilen „Tiefdruckgürtel“ verbunden (siehe Planetarische Zirkulation): der schon angesprochenen innertropischen Konvergenzzone. Dabei ist zwischen ITC und Äquator zu unterscheiden. In der Höhe herrscht dagegen aufgrund des geringen Druckgradienten ein Hochdruckgebiet, weshalb man am Äquator zwischen Bodentief und Höhenhoch unterscheidet.
Über den Polen sind die Luftmassen hingegen 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 mini|hochkant=1.6|1. Die Höhenluft bewegt sich, der Gradientkraft folgend, vom Äquator zum Pol 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 dabei auch meist nur zu Rotationsbewegungen, welche jedoch sehr unbeständig sind und aufgrund der fehlenden horizontalen Strömungsachse, trotz teilweise hoher Drehgeschwindigkeiten, keine Jetstreams darstellen. Diese 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. Das 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 mini|400px|2. Horizontale Corioliskraft lenkt Luftmassen ab Aufgrund der Erdrotation wirkt auf die polwärts fließende Luft die Corioliskraft. Diese Scheinkraft bewirkt, dass bewegte Luftmassen auf der Nordhalbkugel stets nach rechts und auf der Südhalbkugel stets nach links abgelenkt werden. Für polwärts fließende Luftmassen bedeutet das auf beiden Erdhalbkugeln eine Ablenkung nach Osten. Dadurch werden aus polwärts strömenden Gradientenwinden die ostwärts strömenden Jetstreams.
Die oben beschriebene (horizontale) Corioliskraft nimmt vom Äquator zu den Polen hin zu. Am Äquator verschwindet sie. Das nebenstehende Schema veranschaulicht die Ostablenkung der polwärts strömenden Höhenwinde.
Im Übrigen besitzt die Corioliskraft auch eine vertikale Komponente, die auf- bzw. absteigende Luftmassen beeinflusst. Durch sie werden aufsteigende Luftmassen nach Westen und absteigende Luftmassen nach Osten abgelenkt. Die vertikale Komponente nimmt vom Äquator zu den Polen hin ab. An den Polen ist sie Null.
Entdeckungsgeschichte mini|hochkant=1.1|Durch Kondensationseffekt sichtbarer Jetstream über Kanada (Foto NASA) 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, sodass ihre Regelmäßigkeit und vergleichsweise gleichbleibende Stärke noch nicht erkannt wurden. 1924 erforschte der japanische Meteorologe Oishi Wasaburo diesen Höhenwind sehr genau. Unabhängig von Oishi entdeckte Johannes Georgi in 10 bis 15 km Höhe starke Höhenwinde, die sich nicht direkt mit dem Bodendruckfeld erklären ließen, als er 1926 und 1927 Ballonsondierungen an der Nordspitze Islands durchführte.