Die Lufthülle, die die Erde umgibt und in der wir unseren Sport ausüben, ist ständig in Bewegung. Die Luft strömt dabei nicht gleichmässig und ruhig. Es gibt ständige kurzfristige Schwankungen um eine mittlere Geschwindigkeit und Richtung.
Diese Abweichungen vom mittleren Wind werden als Turbulenz oder Böigkeit des Windes bezeichnet. Wir spüren die Turbulenz des Windes immer, wenn wir uns an der Luft bewegen. Und jeder, der die Freiheit des Fliegens geniessen will, muss sich auf dieses Phänomen einstellen und damit umgehen.
 Abbildung 1: Entstehung von mechanischer Turbulenz. In grossen Höhen H bilden sich Turbulenzwirbel an der Scherungsschicht zwischen zwei Luftströmungen unterschiedlicher Richtung. Durch die Anströmung von Gebirgen entstehen Rotoren an den auftretenden Leewellen. |
Jörg Jungwirth, ein erfahrener Gleitschirmpilot aus München, der zur Zeit bei der Schnee- und Lawinenforschung in Davos arbeitet: 18.30 Uhr, schnell aus dem Institut geflüchtet, mit dem Velo kurz daheim vorbei, um den Schirm zu holen, und dann zu Fuss in gut einer Stunde auf das zwischen Davosersee und Flüelatal gelegene Seehorn. Den ganzen Tag hat das schöne Wetter schon gelockt, und jetzt soll mich nach getaner Arbeit zumindest ein genüsslicher Soaringflug in der untergehenden Sonne verwöhnen. Der schwache nordwestliche Höhenwind in Verbindung mit den letzten Sonnenstrahlen sollte auf der Westseite des Seehorns für einen ausreichenden Aufwind sorgen.
Es entlockt mir ein breites Grinsen, als ich endlich völlig verschwitzt am Gipfel ankomme. Meine meteorologischen Kenntnisse haben mich nicht im Stich gelassen: Ein gleichmässiger warmer Wind kommt mir am Startplatz mit rund 15 km/h entgegen und bietet optimale Soaringbedingungen. Die Erholungspause vom Aufstieg fällt heute besonders kurz aus, um noch möglichst viel Zeit in der Luft zu verbringen. Schirm auslegen, das Leinensortieren übernimmt beim Rückwärtsaufziehen der Wind, leicht Anbremsen und schon hebt mich der Aufwind sanft in die Höhe. Absolut ruhige Bedingungen. Kein noch so kleiner Wackler stört meinen Panoramaflug. Jede kleine Rinne wird ausgenutzt, um ein paar Meter Höhe zu ergattern. Aber mehr als 100 m Startüberhöhung will sich der Wind nicht entlocken lassen. Ein Stunde lang schweife ich mit meinen Gedanken über die Berge und Gipfel, dann holt mich mein knurrender Magen wieder aus meinen Träumen. Im Tal wird es allmählich dunkel. Die Berge werfen ihre Schatten auf die gegenüberliegenden Hänge und nur mehr die Gipfel erglühen in einem leuchtenden Rot. Ich fliege aus dem Aufwindband und sinke gemächlich, im Nordwestwind fast stehend, der Nacht entgegen.
Doch man soll den Tag nicht vor dem Abend loben. Ich bin nur mehr 300 m über Grund, als ohne Vorwarnung mit einem Schlag rund die Hälfte meines Gleitschirms einklappt. Leichtes Gegenbremsen, einmal Durchpumpen und er ist wieder offen. Noch ein paar Mal wackelt es recht kräftig, doch dann ist der Spuk genauso schnell vorbei wie er angefangen hat. Ich stehe wieder in relativ ruhigem Wind und sinke weiter, jetzt aber um 180 Grad gedreht, mit Blick in Richtung Flüelapass.
Aus Gleitschirmgenuss
aufgeschreckt
Was Jörg dort kurzzeitig aus seinem Gleitschirmgenuss aufgeschreckt hat, ist die
Turbulenz, die beim Wechsel zwischen zwei unterschiedlichen Windregimen entsteht. Jörg
ist aus der durch die grossräumige Wettersituation bedingten nordwestlichen Strömung der
freien Atmosphäre in den Bereich des Bergwindes eingetaucht, der aus Südosten das
Flüelatal hinunter weht. Der Übergangsbereich zwischen den beiden Strömungen, in dem
der Wind eine Richtungsänderung von 180 Grad erfährt, wird Scherungszone genannt. In der
Scherungszone wird auf mechanischem Weg Turbulenz erzeugt, indem die Luftpartikel in
Rotation versetzt werden. Dies geschieht in gleicher Weise wie bei einer Kugel, die man
zwischen beiden Handflächen durch Gegeneinanderbewegen der beiden Handflächen in eine
Rotationsbewegung bringen kann. Wenn die Luftströmungen aneinander vorbeigleiten,
entstehen aus der wechselseitigen Beeinflussung der Luftpartikel Wirbel. In Abb. 1 sind
die in gleichmässigem Abstand angeordneten Wirbel dargestellt, die in einer solchen
Scherungszone entstehen. Es muss kein Richtungsunterschied zwischen den Luftströmungen
vorhanden sein. Eine Änderung der Strömungsgeschwindigkeit über einen geringen Abstand
kann ausreichen, um Turbulenz zu erzeugen. Je grösser der Geschwindigkeitsunterschied,
desto stärker ist die entstehende Turbulenz. Es können Wirbel in der Grössenordnung von
einigen Zentimetern bis zu knapp hundert Metern entstehen. Die zeitlichen Schwankungen
liegen zwischen Bruchteilen von Sekunden und weniger als zehn Minuten.
 Abbildung 2: Schematische Darstellung einer Thermikblase. A aufsteigende Warmluftmasse. B Bereich der nachströmenden Umgebungsluft. C turbulenter Bereich, in dem Umgebungsluft in die Blase eingemischt wird. |
In der Grenzschicht zwischen dem Erdboden, wo die Luft wegen der Haftreibung in Ruhe ist, und der freien Atmosphäre etwa 1000 m oberhalb der Erdoberfläche, wo der Wind die durch die Druckgradienten vorgegebene Richtung und Geschwindigkeit annimmt, ist immer Windscherung und damit auch Turbulenz gegeben. Selbst in einer für uns ruhig erscheinenden Luftströmung gibt es noch kurzzeitige Schwankungen, die zwar kaum fühlbar, aber noch eindeutig messbar sind. Die Entstehung von Turbulenz wird in der Grenzschicht durch die kleinräumige Rauhigkeit der Erdoberfläche, also durch Topographie, Bebauung und Bewuchs gefördert.
Bei der Anströmung von Gebirgen entsteht auf deren Rückseite in Folge von Schwerewellen, zusätzlich zu der rein mechanischen Turbulenz, die Leewellenturbulenz. Luftteilchen werden vor dem Gebirge mit der Strömung angehoben und aus ihrem statischen Gleichgewichtszustand zwischen der vertikalen Druckgradientkraft und der Schwerkraft gebracht. Bei stabiler Schichtung erfahren die Teilchen dadurch eine Beschleunigung nach unten und schiessen nun unter das Gleichgewichtsniveau, um dann wieder nach oben beschleunigt zu werden. So oszillieren die Teilchen bei ihrer Bewegung in Strömungsrichtung, wie in Abb. 1 dargestellt, um den Gleichgewichtszustand. Die Wellenlänge solcher Leewellen beträgt im allgemeinen einige Kilometer. Sie werden oft durch das Auftreten von Lenticulariswolken (Föhnfischen) sichtbar. Die in den Leewellen auftretenden Vertikalbewegungen erreichen 10 bis 25 m/s. Die Leewellen können von heftigen Turbulenzen begleitet sein. Es entstehen sogenannte Rotoren, die mit starken horizontalen und vertikalen Böen verbunden sind. Die Rotoren sind zylindrische Wirbel mit horizontalen Achsen, die in regelmässigen Abständen hinter dem Gebirge angeordnet sind (siehe Abb. 1). Rotoren entstehen durch das Brechen von instabilen Wellen. Sie können mit der Strömung fortgetragen werden und führen so auch weit ab von ihrem eigentlichen Entstehungsort zu gefährlichen Turbulenzen. Dies zusammen mit den grossen horizontalen Windgeschwindigkeiten macht das Delta- und Gleitschirmfliegen bei Föhnsituationen unmöglich.
In der freien Atmosphäre gibt es im Bereich der Starkwindbänder (Jetstreams), die sich in rund 10000 m Höhe um die Erde schlängeln, sehr starke vertikale und horizontale Windscherungen. Bei vertikalen Geschwindigkeitsunterschieden von etwa 8 m/s pro Kilometer und horizontalen Geschwindigkeitsunterschieden von rund 10 m/s pro Breitengrad wird die Wahrscheinlichkeit für das Auftreten von Turbulenzen sehr gross. Die horizontale Ausdehnung solcher Turbulenzgebiete liegt zwischen 50 und 500 km. Die vertikale Ausdehnung erreicht eine Grössenordnung von einigen hundert Metern. Diese Art der Turbulenz wird meist nicht durch Wolkenbildungsprozesse sichtbar, weshalb sie in der Fachsprache als Clear Air Turbulence (CAT) bezeichnet wird. Fluggesellschaften nutzen die in den Jetstreams auftretenden Windgeschwindigkeiten von bis zu 400 km/h, um auf Interkontinentalflügen Zeit und Kerosin zu sparen. Für Flugzeuge sind die Abwindbereiche der CAT besonders gefährlich. Gerät ein Flugzeug in einen solchen Bereich, sackt es unvermittelt durch. Passagiere, die nicht angeschnallt sind, werden aus ihren Sitzen geschleudert und können schwere Verletzungen davontragen. Erst Ende Juni dieses Jahres ist ein amerikanisches Verkehrsflugzeug vor den Bermudas in schwere Turbulenzen geraten, wobei etliche Passagiere verletzt wurden. Das bisher schwerste Unglück dieser Art ereignete sich Ende Dezember 1997, als eine Boeing 747 mit 394 japanischen Urlaubern über dem Pazifik in eine CAT geriet und 300 m in die Tiefe gerissen wurde. Dabei starb eine Frau und 74 Passagiere wurden verletzt.
Bisher haben wir verschiedene Situationen betrachtet, bei denen Turbulenz auf mechanischem Weg erzeugt wird. Die Stärke der Turbulenz ist aber, ausser von den Geschwindigkeitsunterschieden in der Strömung, auch vom vertikalen Temperaturgradienten abhängig. Bei stabiler Luftschichtung werden Vertikalbewegungen unterdrückt, wodurch die mechanische Turbulenz abgeschwächt wird. Ist die Schichtung bei starken Temperaturgradienten labil, werden Vertikalbewegungen und damit auch die Turbulenz verstärkt. Dieses ist besonders dort der Fall, wo der Boden durch die Sonneneinstrahlung stark überhitzt ist. Man spricht dann von thermischer Turbulenz. Während für ungesättigte Luft die Schichtung bei einer Temperaturabnahme mit der Höhe von 1°C/100 m labil wird, ist das für Wolkenluft in Folge der bei der Kondensation freiwerdenden Wärme schon bei einer Temperaturabnahme von 0,65°C/100 m der Fall. Deshalb wird die Konvektion durch die Kondensationsprozesse in den Wolken noch verstärkt.
 Abbildung 3: Entwicklung einer Thermikblase. a) Aufheizung der untersten Luftschichten am Morgen. b) Vom Erdboden fortschreitende Labilisierung der Luftschichten. c) Aufsteigen der Thermikblase. d) Abreissen der Thermikblase infolge nachströmender Umgebungsluft und Forttragen mit der grossräumigen Strömung. |
Sichtbar wird die thermische Turbulenz der aufsteigenden Luftblasen, wenn es zu Kondensation und damit zu Wolkenbildung kommt. Die Cumuluswolken, die sich durch Konvektion bilden, quellen in der typischen Form von aufsteigenden Luftblasen. Abb. 2 zeigt eine solche aufsteigende Luftblase. Sie besteht aus einem halbkugelförmigen Oberteil und einer Schleppe relativ kalter Luft auf der Rückseite der Thermikblase. An den Rändern der Thermikblase entsteht infolge der vertikalen Windscherung zur Umgebungsluft starke Turbulenz, die zu einer Einmischung der Umgebungsluft in die Warmluft der Thermikblase führt. Bei besonders intensiver Thermik, wie sie z.B. im Frühjahr und Sommer über den aufgeheizten Felsen der Berge oder in Cumuluswolken entsteht, können sich solche Warmluftblasen zu vertikal angeordneten Jets (Aufwindschläuchen) entwickeln, in denen die Warmluft über mehrere Kilometer in die Höhe schiesst. Im Extremfall können sich um die Vertikalachse rotierende Wirbel bilden. Diese Windhosen (Dust Devils) treten besonders über Wüstengebieten auf. In Mitteleuropa sind Windhosen sehr selten, in Amerika dagegen sind sie als Tornados regelmässig für grosse Verwüstungen verantwortlich. In Abb. 3 ist die von der Sonneneinstrahlung gesteuerte Entwicklung einer Thermikblase dargestellt. Am Morgen erwärmen sich die untersten Luftschichten durch die Sonneneinstrahlung sehr stark und werden labilisiert. Die Schichtung darüber ist aber noch stabil. Im Verlaufe des Vormittags werden die Luftschichten bis in immer grössere Höhen labilisiert, und die Warmluftblase kann weiter aufsteigen. Durch von den Seiten nachströmende Kaltluft wird die Warmluftblase vom Boden abgetrennt und wandert unter weiterem Aufsteigen mit der grossräumigen Strömung davon. Nun kann der ganze Prozess an gleicher Stelle von neuem beginnen.
Norbert Raderschall
