Sicher sind Ihnen die Begriffe „Hochdruckgebiet“ und „Tiefdruckgebiet“ aus dem alltäglichen Wetterbericht bestens vertraut. Sie wissen bestimmt, dass Gebiete tiefen Luftdrucks im Normalfall eher niederschlagsintensive Witterung hervorrufen, während unter Hochdruckeinfluss zumindest in den Sommermonaten in der Regel mit größeren Sonnenscheinanteilen und beständigem Schönwetter zu rechnen ist. Doch sind Ihnen auch die genauen Hintergründe und die Entstehungsgeschichte solcher Druckgebilde bekannt?
Um detaillierter auf diese Frage eingehen zu können, müssen wir uns zunächst mit der allgemeinen atmosphärischen Zirkulation beschäftigen. Ohne die exakten meteorologischen und klimatologischen Hintergründe hier näher beleuchten zu wollen, lässt sich auf der Erde grob die folgende Luftdruck- und Potenzialverteilung konstatieren: Die Tropen werden zumeist von schwachen, thermisch bedingten Bodentiefs beherrscht, da hier die von der Sonne stark erwärmte Luft auf Grund ihrer geringeren Dichte aufsteigt. Großflächige Hochdruckgebiete wie das Azorenhoch prägen die Klimazone der Subtropen und sind für das ganze Jahr über beständig trockene Wetter in den Wüstengebieten maßgeblich mitverantwortlich (wie z.B. in der Sahara oder auch im Mittelmeerraum), was in erster Linie durch die absinkende Luftbewegung innerhalb von Hochdruckgebieten bedingt ist. Am Nordpol ist hingegen ganzjährig ein schwaches, thermisches Bodenhoch wetterbestimmend, da die wegen des hohen Breitengrades äußerst kalten Luftmassen wegen ihrer hohen Dichte tendenziell im Absinken begriffen sind. Südlich davon lassen sich in der Mehrzahl der Fälle relativ starke und wetterbestimmende Zyklonen ausmachen, die in der so genannten subpolaren Tiefdruckrinne angeordnet sind. Der bekannteste Vertreter dieser Spezies ist hierzulande wohl das Islandtief – in vielen Jahren einer der Hauptauslöser für die zahlreichen (vor allem im Winter auftretenden) milden, ungemütlichen und regnerischen Witterungsepisoden.

Zwischen den Subtropen und den subpolaren Breiten schließlich herrscht nur allzu oft ein beträchtlicher Temperatur- und Druckgegensatz, der stets danach bestrebt ist, sich auszugleichen. Durch Verwirbelungen und Wellenbildungen entsteht an der Grenze zwischen der subpolaren und der subtropischen Luftmasse, der so genannten Frontalzone, in der Folge eine mehr oder weniger stark ausgeprägte Kette von Zyklonen (Tiefs) und Antizyklonen („Hochs“ genannt). Dies ist auch der Grund dafür, dass die Witterung in der Westwindzone oftmals einen sehr wechselhaften, aber nicht minder spannenden Charakter aufweist. Da die hiesigen Druckgebilde nahezu ausschließlich in den Turbulenzen der Frontalzone ihren Ursprung haben, werden sie in der Meteorologie gerne auch als dynamische Hochs und Tiefs bezeichnet. Sie sind also im Gegensatz zu dem mit großer Beständigkeit und Regelmäßigkeit vorzufindenden Polarhoch und zu den zahlreichen tropischen Hitzetiefs nicht thermischen Ursprungs, sondern haben sich mehr oder weniger zufällig aus den enormen Temperatur- und Druckgegensätzen an der Frontalzone heraus entwickelt.

Wieso sind nun aber ausgerechnet die Hochdruckgebiete für freundliche und angenehme Witterung verantwortlich, während Tiefdruckgebiete eher mit Niederschlägen, Wind und unangenehmen Temperaturen assoziiert werden? Der Grund hierfür ist relativ einfach: In Hochdruckgebieten herrscht grundsätzlich eine absteigende Luftbewegung vor, da die im unteren Teil des Druckgebildes ständig abfließende Luft von oben her wieder „aufgefüllt“ werden muss. Im Verlauf dieses Absinkvorgangs erwärmt sich die mit Wasserdampf eventuell schon gesättigte Luft nach den physikalischen Gesetzmäßigkeiten nun allerdings „adiabatisch“, d.h. ihre Temperatur nimmt innerhalb von Wolken um 0,6 Kelvin pro 100 Höhenmeter ab. In nicht mit Wasserdampf gesättigter Luft beläuft sich dieser Wert sogar auf 1,0K pro 100 Höhenmeter. Warme Luft kann nun aber bedeutend mehr Feuchtigkeit aufnehmen als relativ dazu kältere, sodass eventuell noch vorhandene – schließlich ebenfalls aus Wasser bestehende – Wolken während des Absinkens umgehend verdunsten und sich dabei auflösen. Innerhalb von Tiefdruckgebieten läuft dieser Mechanismus genau umgekehrt ab: Da in Gebieten relativ niedrigen Luftdrucks stets eine sogartige aufsteigende Luftbewegung zu beobachten ist, kühlt sich die von der Umgebung in den Tiefkern einströmende Luft beim Aufsteigen immer weiter ab und kann somit schon bald weniger Feuchtigkeit aufnehmen als noch am Boden. Erreicht nun die relative Luftfeuchte ihren Maximalwert von 100%, d.h., ist das Luftpaket in Bezug auf seine momentane Temperatur mit Wasserdampf gesättigt, so muss die nun überschüssige Luftfeuchtigkeit zu Wasser oder Eis kondensieren – der Entstehung umfassender und rasch anwachsender Wolkenpakete steht somit nichts mehr im Wege. Druckgebilde haben darüber hinaus aber auch noch andere Auswirkungen: Der Druckunterschied zwischen Hoch- und Tiefdruckgebiet drängt, wie oben bereits angedeutet, ständig zum Ausgleich. Diese Luftbewegung, die danach bestrebt ist, diese Druckdifferenz auszugleichen, ist dabei immer vom hohen zum tiefen Luftdruck gerichtet, was sich in Analogie hierzu sehr anschaulich anhand eines Fahrradschlauchs demonstrieren lässt: Öffnet man das Ventil eines aufgepumpten Schlauches, so ist die auftretende Ausgleichsströmung stets vom relativ gesehen höheren Luftdruck, also dem Inneren des Fahrradschlauchs, zur Umgebung hin gerichtet und nie in umgekehrter Richtung!

Stellen wir uns nun zum besseren Verständnis eine – im Winter in Europa gar nicht so selten vorkommende – Druckkonstellation mit einem Hoch im Norden des Kontinents und einem oder mehreren Tiefdruckgebieten im Süden vor. Nach unseren bisherigen Überlegungen müsste die entstehende Ausgleichsströmung nun direkt von Nord nach Süd gerichtet sein, um – wie weiter oben dargestellt – den Druckunterschied nach und nach wieder auszugleichen. In der Praxis werden bei solch einer Wetterlage an den mitteleuropäischen Stationen aber nahezu ausschließlich östliche Windrichtungen beobachtet. Was ist nun aber der Grund für diese mit unseren Vermutungen nicht in Einklang zu bringende, fast isobarenparallele Windrichtung, die offensichtlich mit großer Regelmäßigkeit und unabhängig von der herrschenden Großwetterlage anzutreffen ist? Hierzu ist die genauere Kenntnis einer weiteren wichtigen physikalischen Erscheinung unabdingbar: der Corioliskraft. Hierbei handelt es sich um eine Erdablenkungskraft, die auf sich bewegende Luftpakete einwirkt und durch die Bewegung der Erde um ihre eigene Achse entsteht. Sie bewirkt, dass der Wind näherungsweise parallel zu den Isobaren spiralförmig in das Tiefdruckgebiet hineinweht.
Insofern ist es sehr gut nachvollziehbar, dass in Folge der Erdablenkungskraft auf der Nordhalbkugel der Wind um Tiefs herum näherungsweise gegen den Uhrzeigersinn und um Hochs herum im Uhrzeigersinn weht. Auf der Südhalbkugel ist es auf Grund des entgegengesetzten Vorzeichens der Corioliskraft genau umgekehrt.
Je dichter die auf den Wetterkarten häufig eingetragenen Isobaren, also die Linien gleichen Luftdrucks bzw. Geopotenzials, beieinander liegen, desto größer ist natürlich auch der Druckunterschied zwischen zwei beliebigen Punkten senkrecht zu den Isobaren. Somit sind die im Durchschnitt zu beobachtenden Windgeschwindigkeiten von der Isobarendrängung um ein Druckgebilde herum direkt abhängig. Großräumige und außergewöhnliche Sturmereignisse können insofern nur bei extremen Luftdruckgegensätzen auf engstem Raum entstehen, wohingegen windarme oder gar windstille Wetterlagen vordergründig bei sehr weit voneinander entfernt liegenden Isobaren zu beobachten sind.

Sehen wir uns als Nächstes nun die in unseren Breiten auftretenden Zyklonen, also die Gebiete tiefen Luftdrucks, etwas genauer an. Tritt an der in der Westwindzone verlaufenden Frontalzone, der Grenze zwischen Polar- und Tropikluft, aus irgendeinem Grund ein lokal begrenzter Luftdruckabfall auf, so können in diesem Gebiet zeitlich begrenzt kalte Luft nach Süden und – auf der anderen Seite des Tiefdruckkerns – Warmluft in Richtung Norden vordringen. Obwohl man dieses Embryonalstadium eines ausgewachsenen Tiefdruckgebietes nur als hemisphärische Wellenstörung bezeichnet, sind auch in dieser Entwicklungsphase schon die zukünftigen Fronten (Kalt- und Warmfront) zu erkennen. Die sich immer weiter intensivierenden Wolkenbänder entlang der Fronten lassen ebenfalls auf die nun einsetzenden frontogenetischen Prozesse schließen. Verstärkt sich nun der Luftdruckabfall im Zentrum des Tiefdruckgebietes, so entwickelt sich aus der in die langwelligen Strukturen eingebundenen Welle langsam eine in sich geschlossene Zyklone mit kreis- oder ellipsenförmigen Isobaren, was in einer spiralförmigen Einströmrichtung der Luft in das Tief resultiert. Jetzt sind die Warm- und die Kaltfront bereits deutlich ausgeprägt und auf dem Satellitenbild anhand ihrer kompakten Wolkenbänder zweifelsfrei zu identifizieren. An der Warmfront schiebt sich die spezifisch leichtere Warmluft schräg über die Kaltluft und kühlt sich dabei zunehmend ab. Weil diese erkaltete Luft nun nicht mehr ihre gesamte Feuchtigkeit tragen kann (sie ist mit Wasserdampf gesättigt), kondensiert Letztere zu großflächigen und uniformen, mitunter auch sehr dichten Stratus- oder Nimbostratuswolken, aus denen in der Regel lang anhaltender Dauer- oder Landregen fällt. Gewitter treten bei diesem Fronttypus auf Grund der stabilen Luftschichtung (warme über kalter Luft) dagegen nicht auf.
Unmittelbar nach der Warmfront schließt sich der so genannte Warmsektor an, eine Zone mit relativ freundlicher und milder Witterung. Der Warmsektor ist trotz allem aber nur eine äußerst kurze Episode vor dem Eintreffen der nachfolgenden Kaltfront, an der hochreichend kalte Luft auf die milde Luftmasse im Warmsektor zuströmt. Die Kaltfront trifft im Gegensatz zur Warmfront allerdings zunächst in Bodennähe ein und führt hier binnen kürzester Zeit zu einer spürbaren Abkühlung. Die spezifisch leichtere Luft wird von ihr verdrängt und ist so zum Aufsteigen gezwungen, wobei sie sich den geltenden Gesetzmäßigkeiten zufolge adiabatisch mit 1,0K/100hm abkühlt. Hat ein Luftpaket eine Luftfeuchtigkeit von 100% erreicht, d.h., ist es mit Feuchtigkeit gesättigt, so kondensiert der überschüssige Wasserdampf zu schnell wachsenden Kumulus- und Stratokumuluswolken. Bei entsprechend günstigen Bedingungen können im Einzelfall mächtige Kumulonimbuswolken entstehen, aus denen kräftige und ergiebige Schauer und Gewitter fallen können. Auf der Rückseite der Kaltfront macht sich nun das postfrontale Absinken der Kaltluft immer stärker bemerkbar, was sich an einer mehrstündigen Aufheiterung, dem so genannten Rückseitenwetter, zeigt. Doch damit ist es in der Regel nicht getan: Die der Kaltfront nachfolgende, beträchtlich kältere Luftmasse ist normalerweise äußerst labil geschichtet, d.h., mit zunehmender Höhe geht die Temperatur schneller zurück als üblich. Aus diesem Grunde kommt es auf der Rückseite der Front auch noch über lange Zeit hinweg zur Bildung von Schauern und Gewittern konvektiver Genese.
Dieser Zustand maximaler Intensität des Tiefdruckgebietes kann aber natürlich nicht permanent erhalten bleiben. Wie kann es aber schon sehr bald wieder zur Rückbildung und Degenerierung dieser Druckgebilde kommen, wenn die teils extremen Temperaturgegensätze durch die beiden immer weiter vorrückenden Fronten ja überhaupt nicht ausgeglichen werden? Hierzu sei gesagt, dass sich Kaltfronten erfahrungsgemäß weitaus schneller als Warmfronten fortbewegen, da sich die kalte Luftmasse weitaus besser und schneller gegenüber der wärmeren durchsetzen kann als umgekehrt. Der zwischen den beiden Fronten entstandene Warmsektor wird mit zunehmender Alterung des Druckgebildes also fortwährend kleiner, wodurch sich die Kaltfront des Tiefdruckgebietes seiner Warmfront immer mehr annähern kann. Am zügigsten läuft dieser Vorgang, den man Okklusionsprozess nennt, in der Nähe des Tiefdruckzentrums ab. Nach einer gewissen Zeit hat dort nämlich die Kaltfront die vorlaufende Warmfront eingeholt, die nun vom Erdboden abgehoben wird und am Boden deswegen nicht mehr länger existiert. Die jetzt entstandene Mischfront nennt man eine Okklusion, deren Vorhandensein ein untrügliches Indiz für den beginnenden Alterungsprozess einer Zyklone darstellt. Parallel zu der beschriebenen Verdichtung der bodennahen Fronten lässt sich in der Höhe die Entstehung eines sich ständig verstärkenden Höhentiefs beobachten.
Im letzten Entwicklungsstadium eines Tiefdruckgebiets schreitet der Okklusionsprozess immer weiter vom Zentrum bis in die äußeren Bereiche der beiden Fronten voran, wodurch die Warmluft zwangsläufig immer weiter in die höheren Luftschichten abgedrängt wird. Als unmittelbare Folge hiervon ergibt sich natürlich ebenso eine fortschreitende Abschwächung der bodennahen Fronten – das Hauptgeschehen spielt sich nun nämlich in der Höhe ab.
Wartet man nur lange genug, so hat sich das ursprünglich hochgradig wetteraktive und niederschlagsintensive Tiefdruckgebiet bereits so weit zurückentwickelt, dass es auf der Bodenwetterkarte nicht mehr oder nur noch mit viel Fantasie zu erkennen ist. Nur die Existenz eines schwachen Höhenwirbels deutet noch für einige wenige Tage auf das im Ableben begriffene Druckgebilde hin.