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Jetstream (englisch jet stream, deutsch Strahlstrom) werden sich dynamisch verlagernde Starkwindbänder genannt, die meist im Bereich der oberen Troposphäre bis zur Stratosphäre auftreten. 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 über mehrere Tage stabil in ihrem Auftreten sind. Allgemeiner definiert handelt es sich um atmosphärische Windbänder mit einer nahezu horizontalen Strömungsachse (Jetachse) und Windgeschwindigkeiten 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 denen ein Gleichgewicht zwischen Druckgradient- und Corioliskraft herrscht.
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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.
Neben den bekannten großen Jetstreams gibt es aber auch noch
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 innertropischen 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.
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. 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. 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.
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 dabei 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 dabei 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.
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. 1924 erforschte der japanische Meteorologe Wasaburo Ooishi diesen Höhenwind sehr genau. Unabhängig von Ooishi 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. Die Existenz des Jetstreams wies 1942 der norwegische Meteorologe Sverre Petterssen nach.
Ooishis Studien wurden lange wenig beachtet. Erst im Zweiten Weltkrieg nutzten japanische Militärs dieses Wissen und schickten Ballons mit Granaten (sog. Ballonbomben) via Jetstream über den Pazifik in den Westen Amerikas. Die Eigenschaften dieses Strahlstroms wurden amerikanischen Piloten erstmals bei der aus großer Höhe durchgeführten Bombardierung Japans durch B-29 Bomber und den damit einhergehenden Wetterbeobachtungen überraschend deutlich. Bei vielen Flügen in westlicher Richtung traten dabei Windgeschwindigkeiten in Gegenrichtung auf, die denen der Flugzeuge entsprachen. Die Jetstreams spielen daher schon historisch sowohl in der Meteorologie als auch in der Luftfahrt eine entscheidende Rolle. Die Bezeichnung Jetstream stammt aus dem Jahr 1944 und verbreitete sich seitdem rasch.
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. Das 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 dabei 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 (Zyklonen) in Richtung Pol (im Gegenuhrzeigersinn verdreht über den ‚Wellentälern‘, sogenannte Tröge) und in Richtung Äquator Hochdruckgebiete (im Uhrzeigersinn verdreht unter den ‚Wellenbergen‘, sogenannte Rücken) ausscheren. Allerdings tendiert lediglich der polare Strahlstrom zur Ausbildung von Rossby-Wellen, auch sind diese auf der Nordhalbkugel wesentlich ausgeprägter als auf der Südhalbkugel, da sich auf der nördlichen Hemisphäre deutlich mehr kontinentale Hindernisse befinden.
Eine bekannte Auswirkung der Jetstreams ist ihre Stabilisierung Ende Juni/Anfang Juli auf der Nordhalbkugel: Je nachdem, ob sie sich weiter südlich oder nördlich ‚einnisten‘, stabilisiert sich auch die Wetterlage in Mitteleuropa. Diese Erfahrung spiegelt sich in der Bauernregel über den Siebenschläfertag wider.
Besonders auf Linienflügen über größere Entfernungen, beispielsweise zwischen Nordamerika und Europa, ist der Effekt des Jetstream 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 Jetstream 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 Jetstream, 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.
Mindestens ein Flugzeugabsturz, nämlich der der Star Dust 1947 in den Anden, wurde durch das Nichtberücksichtigen eines Jetstream in Gegenflugrichtung bei einem Flug unter Koppelnavigation verursacht.
Eine weitere interessante Anwendung der Jetstreams ergibt sich für die Ballonfahrt. Japan konnte rein unter Ausnutzung dieser Streams am Ende des Zweiten Weltkriegs das amerikanische Festland mit Sprengstoff führenden Ballons angreifen und auch die Ballon-Weltumrundung von Bertrand Piccard war nur durch Jetstreams überhaupt 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.
