Die Mesostruktur des Windfeldes an der Grenze zwischen Troposphäre und Stratosphäre [Reprint 2018 ed.] 9783111681757, 9783111295190

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Aus dem Meteorologischen Institut der Universität Hamburg (Direktor: Prof. Dr. K. Brocks)

Hamburger Geophysikalische Einzelschriften Herausgegeben von den Geophysikalischen Instituten (Fachgebiete: Meteorologie, Ozeanographie, Physik des Erdkörpers) der Universität Hamburg

Heft 9

Die Mesostruktur des Windfeldes an der Grenze zwischen Troposphäre und Stratosphäre

Mesoetructure of the Wind Field at the Boundary between Troposphere and Stratosphere

von

Georg

Duensing

Hamburg 1967 Cram, de Gruyter u. Co

Preis: DM 14,—

Diese Arbeit wurde als Dissertation zur Erlangung des Doktorgrades von der Mathematisch-Naturwissenschaftlichen Fakultät der Universität Hamburg angenommen.

I n h a l t s v e r z e i c h n i s

/

C O N T E N T S Seite/PAGE

Zusammenfassung / SUMMARY 1

6

Kurzfassung der Abschnitte 2 bis 9 in englischer Sprache ABSTRACT

CHAPTER 2 - CHAPTER 9

1.2

PROBLEMS CF MEASUREMENT AND ANALYSIS OF METEOROLOGICAL DATA RECORDED BT JET AIRCRAFT

1.3

HORIZONTAL FLUCTUATIONS OF THE UPPER WINDFIELD

8 8 10

1.3.1

REMARKS

10

1.3.2

ACTUAL AND GEOSTROPHIC CROSS WIND

11

1.3.3

THE MEAN UPPER WINDFIELD AND ITS MESO-STRUCTURE

12

1.3.4

THE MESO-STRUCTURE OF THE UPPER WINDFIELD IN RELATION TO THE WIND DIRECTION

13

1.3.5

THE MESO-STRUCTURE OF THE UPPER WINDFIELD IN RELATION TO THE WIND VELOCITY

15

1.3.6

THE MESO-STRUCTURE OF THE UPPER WINDFIELD IN RELATION TO THE TROPOPAUSE AND THE JET STREAM

16

1.3.6.1

DEFINITIONS

16

1.3.6.2

STATISTICAL ANALYSIS OF THE FLUCTUATIONS AND AGEOSTROPHIC COMPONENTS OF THE UPPER WINDFIELD IN THE "VERTICAL SCALE"

18

1.3.6.3

STATISTICAL ANALYSIS OF THE FLUCTUATIONS AND AGEOSTROPHIC COMPONENTS OF THE UPPER WINDFIELD IN THE "CROSS SCALE"

19

1.3.6.4

STATISTICAL ANALYSIS OF THE FLUCTUATIONS AND AGEOSTROPHIC COMPONENTS OF THE UPPER WINDFIELD IN THE "PARALLEL SCALE"

20

1.4

THE ACCURACY OF THE UPPER WINDFIELD DERIVED FROM

300 MB

AND

200 MB

CHARTS

21

1.5

DISCONTINUITIES IN THE UPPER WINDFIELD

2

Aj/Aj

ist die Neigung der Isobaren-Flächej

q

ist die Komponente des geostrophischen Windes längs

der X-Achse (senkrecht zum Flugzeugkurs) und wird als "fluggeostrophischer Querwind" bezeichnet zur Unterscheidung vom "geostrophischen Wind", der aus dem Isohypsen-Abstand in einer Wetterkarte des 200-mb- oder 300-rab-Niveaus errechnet wird.

b6

Die geometrische Höhe

des Flugzeuges wird

eines Funkechos, welches vom Boden

zum

durch

die Anzeige

Flugzeug zurückkehrt,

bestimmt. Uber dem Heere entspricht diese Echolotung der wahren Flughöhe. Dieser auch "Radarhöhe11 genannte Parameter wurde nicht registriert und muP^te deshalb den Navigationslogs (FlugProtokollen) entnommen v/erden. Wir können mit den Eintragungen ^ z

und

somit

rechnen und Radar-Anlage

die seitliche flug-geostrophische Abdrift be-

sie mit

der

seitlichen Abdrift aus der Doppler-

des Flugzeuges

vergleichen .

Die registrierten

Kurven sind mit Planimetern über jene Zeitintervalle integriert worden, für die Radar- und Druckhöhen im Flug-Protokoll vorliegen. Aus den erhaltenen Mittelwerten folgt ein mittlerer Wind für das jeweilige Beobachtungsintervall. Bei allen Vergleichen

zwischen

flug-geostrophischen und tat-

sächlichen Querwinden ist es ein Nachteil, daß die in Kursrichtung liegende Komponente des geostrophischen Windes nicht erfaßt Vierden kann. Leider ergänzen Messungen anderer im zivilen Luftverkehr eingesetzter Flugzeuge

nicht

die fehlende Kompo-

nente des geostrophischen Windes, weil sich die Flugzeuge auf etwa parallelen Kursen bewegen. Bild 1

(Seite 49) zeigt die Korrelation zwischen der tatsäch-

lichen Querv/ind-Komponente (integriert) und der flug-geostrophischen Querwind-Komponente, die der

geometrischen Flughöhe

aus

der barometrischen und

berechnet

ist. Der Korrelations-

faktor liegt mit 0,73 weit über dem Zufallshöchstwert (0,211). Die gute Verknüpfung der Wertepaare auch an der Grenze"zwischen Troposphäre und Stratosphäre läßt eine Auswertung in bezug auf bestimmte Wetterlagen erfolgversprechend erscheinen. Der Schwerpunkt der in Bild 1

dargestellten Punktwolke liegt

im negativen Bereich. Die mittlere Differenz zweier aufeinander folgender D-'.Vert-Messungen ist

also

negativ; d.h. es fand im

Mittel eine Versetzung des Flugzeuges nach rechts (Steuerbord) statt, weil nach Gleichung (3-2.4) A z < 0

wird und nach (3.2.5)

auch q < 0. Die Atlantik-Überflüge erfolgen

auf

dem kürzesten

Flug.veg. Durch diese flugbetriebliche Maßnahme und die zufällige

^7

Zusammenstellung der Flüge sind innerhalb Flugzeuge

im

Mittel

mit

des

Kollektivs

dem herrschenden W i n d zun Kurs

die nach

" r e c h t s " v e r s e t z t w o r d e n . Der f l u g - g e o s t r o p h i s c h e Q u e r w i n d w a r i m M i t t e l m e h r a l s 4 m sec ^ g r ö ß e r a l s der i n t e g r i e r t e

aktuelle

W i n d s e n k r e c h t z u m K u r s ü b e r G r u n d . D u r c h die ü b e r w i e g e n d k l o n a l e . K r ü m m u n g der I s o h y p s e n i s t d e r a k t u e l l e Q u e r w i n d

zy-

gegen-

über dem Druckgradienten längs des Flugweges im Mittel zu niedrig

Das Bild 2

(Seite 4 9 )

zeigt

die

Darstellung

K o m p o n e n t e n u n d der L u f t t e m p e r a t u r schen Lufthansa Die

mit

Tropopause

diesem

wurde

Beispiel

Hinweise

über

ist

die

eine R e g i s t r i e r u n g

auf

Registrierungen auf zu

erkennen,

Zirkulation der

der

6.4.1962

35° W daß

im

Querwind-

einem Flug

am

ungefähr

der

in

Deut-

214

besonders

und

Aus

wertvolle

Tropopausen - Niveau

absoluten Flughöhe

mb.

durchflogen.

durch

der D r u c k h ö h e

des Flugzeuges gewonnen werden können. Einzelheiten zu diesem F l u g s i n d aus A b s c h n i t t 7 . 1

Die

gute

Korrelation

zu

ersehen.

zwischen

den

Querwind-Komponenten

des

i n t e g r i e r t e n F l u g z e u g - W i n d e s u n d d e m aus R a d a r - u n d D r u c k h ö h e berechneten flug-geostrophischen

Wind

zeigt, daß

beide

f a h r e n m e t e o r o l o g i s c h w e r t v o l l e I n f o r m a t i o n e n liefern. d i n g s e r l a u b t die G ü t e der E i n z e l m e s s u n g nur eine

VerAller-

statistische

A u s w e r t u n g der f l u g - g e o s t r o p h i s c h e n Q u e r w i n d - K o m p o n e n t e n .

Ein

Vergleich

mit

der

"spot-winds"

flug-geostrophischen

(tatsächlicher

Wind

Querwind-Komponenten

für

einen

Ort, i m F l u g z e u g

ü b e r D o p p l e r - R a d a r g e m e s s e n , n i c h t i n t e g r i e r t ) führt auf breite

Streuung

der

Wertepaare,

weil

die

eine

Fluktuationen

des

W i n d e s n i c h t a u s g e g l i c h e n sind. E s i s t z w e c k m ä ß i g , wie i n d i e ser A r b e i t g e s c h e h e n , die zur W i n d b e r e c h n u n g n o t w e n d i g e n P a r a m e t e r ü b e r jene Z e i t i n t e r v a l l e

z u i n t e g r i e r e n , für die z u B e -

g i n n u n d Ende die D r u c k h ö h e u n d g e o m e t r i s c h e F l u g h ö h e

abgelesen

wurde. Diese Zeitintervalle müssen bei den vorhandenen Meßfehl e r n l ä n g e r als 1 0 Z e i t m i n u t e n s e i n ( F l u g s t r e c k e D e r m i t t l e r e F e h l e r der E i n z e l m e s s u n g b e t r ä g t lOrasec"^, bei Die Fehler

sind

einer

Flugstrecke

kleiner,

sofern

von 300 k m keine

nur

diesem Fall 5msec~^

barometrische

ä n d e r u n g v o r g e n o m m e n w i r d (keine Ä n d e r u n g des

48

etwa 150 km).

in

.

Höhen-

"Flugniveaus").

Q,(lcÖl

V e r g l e i c h z w i s c h e n integriertem Flugzeugwind rnddem a u s R a d i o und Druckhöhe berechneten g e o strophischen Querwind

Q,a -OMi Kt - 4.M Kt SMgtftf dv iNyiwionijwaflBi ac .491*

ZdM dar FOII» n • 202 Narr«l«|iantto*ffiMnl r • 0,792 ZufelUNIchshwrt rt. 0,211

* Ä *

SO

,w

* • • f4

•

Bild 1 : Korrelation geostrophischer und aktueller ¡¿uervvind

Querwindkomponenten und Temperatur auf Rüg LH 403 mit Registrierungen vom 6. April 1962 in 214 mb

A XV

Bild 2 : Querwind-Komponenten und Temperatur an 6.^.1962 bei einem Flug über dem Nordatlantik

49

Q,(kt)

3.3

D a s m i t t l e r e iVindfeld u n d s e i n e

Mesostruktur

Die W i n d d a t e n , welche m i t d e m D ü s e n v e r k e h r s f l u g z e u g

D-ABOD

der D e u t s c h e n L u f t h a n s a v o m Typ B o e i n g 7 0 7 - ^ 3 0 i n d e n M o n a t e n März 1962

Mai I 9 6 2

bis

sowie

März I963

bis

I963

Oktober

r e g i s t r i e r t w u r d e n , v e r t e i l e n sich ü b e r d e m n ö r d l i c h e n

Atlan-

tik z w i s c h e n d e m 60. u n d 50. B r e i t e n g r a d g l e i c h m ä ß i g . b e i d e n K o n t i n e n t e n h ä u f e n sich

die

Daten

längs

Über

der Flug-

s t r a ß e n , s o w i e über S e e l ä n g s d e r n o r d a m e r i k a n i s c h e n K ü s t e zwischen Neufundland

und

New Y o r k . A u s b e i d e n

perioden stehen 8968 Einzelwerte

Registrier-

(für 1962: 2 6 1 8 W e r t e

und

für 1963: 6 3 5 0 W e r t e ) zur V e r f ü g u n g , die auf 1^3 F l ü g e n erflogen

wurden.

reicht

nicht

Dieses

anscheinend

umfangreiche

aus, u m s t a t i s t i s c h e i n w a n d f r e i e

t i o n e n v o r z u n e h m e n . Es e r g e b e n

sich

in

Material

Interpreta-

Teiluntersuchungen

U n t e r s c h i e d e z w i s c h e n d e n b e i d e n J a h r e n , die nur m e t e o r o l o g i s c h b e d i n g t s e i n k ö n n e n . Deshalb i s t es nicht komplizierte,

angebracht,

a l l g e m e i n gültige A u s s a g e n zu v e r s u c h e n ,

einzuschränken

und

statistisch

w e r d e n [Widersprüche l i e f e r n . Es

zu

beweisen. A n d e r e besser,

überschaubare

P r o z e s s e m i t Hilfe v o n S t r e u u n g s a n a l y s e n und

Korrelations-

rechnungen nachzuweisen;

ist

sie

Jahre

anderenfalls

Besteht G e f a h r ,

sich

i n m a t h e m a t i s c h e n F o r m a l i s m u s zu v e r l i e r e n und s i c h v o n der R e a l i t ä t zu

entfernen.

Zur U n t e r s u c h u n g der M e s o s t r u k t u r der A t m o s p h ä r e

bieten sich

für e i n K o o r d i n a t e n s y s t e m drei O r i e n t i e r u n g e n an: 1.

O r i e n t i e r u n g n a c h g e o g r a p h i s c h N o r d und Ost:

2.

O r i e n t i e r u n g n a c h F l u g z e u g , A c h s e n nach R u m p f - und Tragfläche ausgerichtet;

3.

O r i e n t i e r u n g n a c h L u f t s t r ö m u n g , A c h s e n t a n g e n t i a l bzw. n o r m a l zur L u f t s t r ö m u n g a u s g e r i c h t e t .

Im S y s t e m 2

k ö n n e n a m e h e s t e n F e h l e r q u e l l e n des

Meßsystems

n a c h g e w i e s e n Vierden (siehe A b s c h n i t t 9). Die S y s t e m e 1 u n d 2 d i e n e n zur E r f a s s u n g m e t e o r o l o g i s c h e r

50

Vorgänge.

Die Meßwerte des Flugzeuges wurden für die vorliegende Arbeit für einen zeitlichen Abstand der Meßpunkte von sechs Minuten Flugzeit ermittelt; das bedeutet eine horizontale Distanz von etwa 90 km Luftweg. In beiden Hegistrierperioden I962 und 1963 wurde

im Mittel fast reiner Westwind erflogen, wie folgende

Übersicht zeigt: Jahr 1962

Komponenten Süd: 0,8 msec" 1

IS63

Mittlere Streuung

West: lk,5 m s e c - 1

23,0 m s e c - 1

15,2

22,3 m s e c - 1

0,1

Der mittlere Fehler für die Einzelmessung des Windes beträgt weniger als 2,9 msec

wie im Abschnitt 9

gezeigt wird.

Bildet man die Differenzen jeweils zweier im Intervall von sechs Minuten Flugzeit benachbarter erflogener Winde, lautet die mittlere

Streuung* dieser Differenzvektoren

(für 1963: 6,^ m s e c sie mit 5,3 msec

1

-

).

Für

1

die Route Europa - Amerika ist

(I963: 6,2 msec

(I963: 6,7 msec

^,8 n sec

gegenüber 6,2 msec

1

für die entgegengesetzte Flugrichtung etwas

geringer. Für diese Werte

wird im folgenden Text statt des

Ausdruckes "mittlere Streuung" der Ausdruck "mittlere Fluktuation" des Windes verwandt, weil es sich nicht um Abweichungen der Einzelwerte vom Mittelwert sondern um örtliche und zeitliche Veränderung des Windes handelt. Die Flüge auf der Route nach Nordamerika meiden starken Westwind

als Gegenwind, »/eichen also dem Strahlstrom aus; wäh-

rend sie ihn in ungekehrter Richtung meist nutzen können. Es ist zu vermuten, daß der Strahlstrom den Unterschied zwischen den Streuungswerten

verursacht.

Bei Wahl des geographisch

bezogenen Koordinatensystems 1 bleibt der Einfluß der Makrostruktur erhalten; während in dem zur mittleren Luftströmung bezogenen

System 3

hervortreten

mesostrukturelle

und makrostrukturelle

Eigenschaften

rechnerisch

stärker

unterdrückt

werden.

51

Rechnet man

in

einem strömungsbezogenen

nach Muster 3 , reduziert

sich

die

Koordinatensystem

mittlere

S t r e u u n g des

D i f f e r e n z v e k t o r s n i c h t , w e i l der B e t r a g des V e k t o r s

gleich

ist, aber die S t r e u u n g s e i n e r h o r i z o n t a l e n K o m p o n e n t e n S c h l ü s s e auf

isotrope

läßt

E i g e n s c h a f t e n der T u r D u l e n z zu. Zur

E r r e c h n u n g der S t r e u u n g s w e r t e i m K o o r d i n a t e n s y s t e m 3 d e r N a c h f o l g e r eines W i n d w e r t e s

auf

diesen projiziert

die D i f f e r e n z der K o m p o n e n t e n i n R i c h t u n g des Windes und senkrecht dazu

Senkrecht

zur

zur S t r ö m u n g , n ä m l i c h

etwas

ist

die

mittlere

geringer derjenigen parallel

für

1962: S t r ö m u n g s p a r a l l e l ^ ¿ m s e c " ^ I963:

3,9msec-^

Strömungsnormal

7 m sec"^"

^.ifmsec"^

Zwischen den Komponenten der Differenzvektoren besteht gential bzw. normal (im

und

herrschenden

gebildet.

herrschenden Windrichtung

Fluktuation des Windes

wird

zur

Strömung

nur

geringe

tan-

Korrelation

Zufälligkeitsbereich).

Diese Ergebnisse stehen in gewissem Widerspruch zu Angaben v o n S.K.Kao und H.D.Woods

(29), die eine A u s w a h l v o n F l ü g e n

aus d e m " P r o j e c t Jet S t r e a m " der U . S . A .

b e t r a c h t e n . I n ihrer

A r b e i t z e i g t die " v a r i a n c e " der h o r i z o n t a l e n G e s c h w i n d i g k e i ten zwischen strömungsparalleler und -transversaler merkliche Unterschiede;

u n d zwar ist im Falle

Richtung

stromparalle-

ler Fluge die " v a r i a n c e " der t r a n s v e r s a l e n G e s c h w i n d i g k e i t s k o m p o n e n t e n d o p p e l t so g r o ß wie die der l o n g i t u d i n a l e n G e schwindigkeitskomponenten.

Die Flüge d e s "Project J e t S t r e a m " w u r d e n nach der

Richtung

d e s S t r a h l s t r o m e s a u s g e l e g t . Die h ö h e r e S t r e u u n g i n t r a n s versaler Richtung

zur

mittleren Strömung

wird

vermutlich

d u r c h d e n s e i t l i c h e n A n s c h n i t t des S t r a h l s t r o m - K e r n s

u n d der

dabei durchflogenen hohen Windgradienten vorgetauscht.

Kurse

auf einer S t r o m l i n i e , I s o h y p s e oder gar Isotache k ö n n e n n i c h t g e n a u e i n g e h a l t e n w e r d e n . A n d e r e r s e i t s ist der

Strahlstrom

k e i n e s f a l l s eine l a m i n a r e S t r ö m u n g m i t k o n s t a n t e r

52

Richtung

und Geschwindigkeit. Mäander und Wirbel im mesostruktureilen Bereich vermögen eine linsen - oder fingerförmige Struktur der Starkwindzonen vorzutäuschen und erzeugen hohe Streuungswerte des Windfeldes. Die Linienflüge der Luftverkehrsgesellschaften längs des »eges minimaler Flugzeit können derartige Strukturen erfassen, weil sie nicht zur speziellen Erkundung der meteorologischen Vorgänge im Strahlstrom erfolgten. Diese Flüge können nicht unterteilt werden in solche, die zum Kern des Strahlstromes

senkrecht , und solche , die zum Kern des

Strahlstromes parallel verlaufen. Die vektoriellen Winddifferenzen (gebildet nach System 3

zwischen zwei im Abstand von

sechs Minuten Flugzeit benachbarten 'Winden) werden deshalb in vier Gruppen sortiert. Die Gruppen unterscheiden, ob zum Kurs des Flugzeuges Gegenwind, Rückenwind, Seitenwind von rechts oder Seitenwind von links herrschte, als die vektorielle Differenz erflogen wurde. Die Ergebnisse dieser Sechnung stellt Tabelle 1

zusammen (Seite 54).

Das Material wurde den Glättungsformeln (Linke (36)) (3.3.1) w ± = J ( w . ^ • 2 w. + w. + 1 ) (3.3.2) S. =

5 w.

+

4 ( w ± _ 1 + w . + 1 )+ 3 ( w ± _ 2 2 (w

(3.3.3) w ± =£§^(25

;

i-3

+ 2H (w 7(

+

}+

i-l+

w

i+l

+

w

i+3

+

w

i+6

"i-3

2 (w

"i + 3

i-6

(w

i-4

+

+

w

w.+2 ) +

i+4));

) + 2l( w. , + w. 1+2

) +

)+3(w._.

+

W

i+4

) -

)-3(wi_?

+

"i+7

));

sowie der iiittelung

= ¿i

YZ

:-n

w. 1

für

n = 1 , 3 ,, 5 , 7

, 9

unterworfen.

53

Wird der Differenzvektor zwischen einem beobachteten Wind und e i n e m n a c h G l e i c h u n g e n (3-3.1) - ( 3 . 3 . 3 ) g e g l ä t t e t e n

Strömungs-

vektor in Koordinaten normal und tangential zur mittleren Windströmung gebildet, ergeben sich mittlere Streuungen nach Tabelle 1 . gibt

Die Spalte 1

a n , ob

b e s c h r e i b t d a s K o l l e k t i v , die Spalte

der W e r t

strömungsnormale

die s t r ö m u n g s t a n g e n t i a l e

(n)

Komponente

(t)

charakterisiert.

In Spalte

(für J a h r 1 9 6 2 ) u n d S p a l t e 4 (für J a h r 1963) s i n d die

2

oder die 3

mittleren

Fluktuationen des Windes, errechnet aus vektoriellen Winddifferenzen bei einem zeitlichen Abstand von 6 Minuten,

eingetragen.

I n d e n f o l g e n d e n S p a l t e n der Tabelle s i n d E r g e b n i s s e für m i t t l e r e S t r e u u n g e n der v e k t o r i e l l e n D i f f e r e n z e n a u f g e z e i g t , die 6 i c h a u s d e m V e r g l e i c h der e i n z e l n e n W i n d w e r t e m i t W i n d m i t t e l n ü b e r D i s t a n z e n v o n 12, 48 u n d 84 M i n u t e n b e i B e n u t z u n g der n i e d e r g e s c h r i e benen Glättungsformeln

ergeben.

Tabelle 1: M i t t l e r e F l u k t u a t i o n u n d m i t t l e r e S t r e u u n g des W i n d e s Angaben

in 2

1

m sec 4

3

6

5

ö

7

10

9

Intervall in min

6

12

48

84

Windmittel aus Stützstellen

1

3

9

15

1962 1 9 6 3

1962 1 9 6 3

ly62 1 9 6 3

I9ö2 1963

Jahr t n

4,0 3,8

4,4 4,3

1,4 1,0

1,5 1,1

5,5 2,2

5,3 2,5

5 4 2 3

4,8 2,6

t n t n

3,6 3,3 4,3 4,2

3,9 3,8 4,2 4,4

1,3 1,0 1,5 1,1

1.4 1,1 1.5 1,2

5,4 1,8 5,1 2,4

5.1 2.2 5,1 2,5

5 1 4 2

4 9 8 5

4,4 2,3 5,0 2,6

3,8 3,8 4,2 3,8

4.6 4.7 4,9 4,2

1,4 1,0 1,3 1,2

1,6

4,4 2,2 6,8 2,6

5,2

4 1

Wind von links

t n t n

2,8 5,8 2,5

2

6 6 s

5,9 2,9 5,0 ¿,6

Flug parallel zum Strom

t n

4,0 3,8

4,0 4,2

1,4

1,0

1,1

2,1

5,1 2,4

5 1 2 2

2,5

Flug senkrecht zum Strom

t n

4,1 3,8

M

1,3 1,1

1,6 1,3

6,1 2,4

5,5 2,7

5 9 2 5

5,0 2,8

Gesaratkollektiv Flug gegen Strom Flug

mit

Strom

Wind von rechts

4,4

1,5

1,2 M

5,2

2 2

t = K o m p o n e n t e t a n g e n t i a l zur m i t t l e r e n L u f t s t r ö m u n g n = K o m p o n e n t e n o r m a l zur m i t t l e r e n L u f t s t r ö m u n g min = Zeitminuten

Glättungen von Kurven sollten grundsätzlich genommen werden, wenn bei Vermehrung die Ä n d e r u n g

der

Ordinaten

der

e r f o l g t (siehe B a u r i n L i n k e

ternetz errechneten Ergebnisse

der

erflogenen 90 k m

Atmosphäre

Winde,

Luftweg

tungsnetzes mit

des

einer

lassen

für

zwar

stetig

große

Untersuchungen ist. F ü r

horizontaler

beträgt , mit

nach den Messungen

dann vor-

Punkte einer Kurve

richtig

deren

nur

Beobachtungszahl

(36)). Die i n d e m g r o b e n G i t -

a u f k o m m e n , ob d i e s e A n n a h m e struktur

der

Zweifel

der

Meso-

Vergleiche

Abstand

der

ungefähr

Wetterkarten , deren Analyse

synoptisch - aerologischen

Beobach-

durchschnittlichen Maschenweite

von

3 0 0 k m (über d e m n ö r d l i c h e n A t l a n t i k m e h r als 1 0 0 0 k m ) e r folgt, ist eine Glättung

empfehlenswert.

D i e Werte d e r m i t t l e r e n S t r e u u n g für die v e k t o r i e l l e n

Diffe-

renzen zwischen erflogenen Winddaten und den nach der Gleichung (3.3.1) geglätteten Mitteln entsprechen ungefähr

den

E r g e b n i s s e n , die S . K . K a o u n d H . D . W o o d s (29) d u r c h A u s w e r t u n g v o n Flügen de6 "Project Jet Stream" erhielten. Allerdings erg a b e n sich i m v o r l i e g e n d e n M a t e r i a l , w i e a u s T a b e l l e 1 z u e r kennen, keine

wesentlichen

mesostrukturellen

Unterschiede

zwischen den Streuungen des Wind-Differenzvektors in longitudinaler beziehungsweise

transversaler Richtung des Fluges

z u r S t r ö m u n g . D i e M e s o s t r u k t u r der A t m o s p h ä r e i s t i m

allge-

m e i n e n i s o t r o p . Die E r g e b n i s s e v o n K a o u n d W o o d s s i n d h i e r n a c h n i c h t f ü r die A t m o s p h ä r e zu v e r a l l g e m e i n e r n .

S e h r d e u t l i c h tritt das V e r h ä l t n i s 1 : 2 , beschrieben

wird,

zwischen

den

wie

mittleren

über

der

auf, w e n n die

eine F l u g z e i t v o n m e h r als 3 0 M i -

nuten (etwa ^00 km) erfolgt. Dieses Verhältnis E i g e n s c h a f t e n der M a k r o s t r u k t u r auf d e m F l u g w e g u n d K o n z e n t r a t i o n des S t a r k w i n d e s i n s c h m a l e streckte Gebiete)

d u r c h Kao

Streuungen

normalen und tangentialen Strömungskomponente Mittelung der Werte

es

wird

durch

(Bündelung

aber

langge-

erzeugt.

55

Die

nach

der

Glättungsgleichung

( 3.3.1 )

gewonnenen

Werte

(Tabelle 1, S p a l t e n 5 u n d 6, Z e i t i n t e r v a l l 12 M i n u t e n ) die g e r i n g s t e n S t r e u u n g e n

der

zeigen

Differenzvektoren zwischen ak-

tuellem und mittlerem Wind, weil

die

Mittelwerte dem lokalen

W i n d w e i t g e h e n d r e c h n e r i s c h a n g e p a ß t sind. Die M i t t e l u n g große D i s t a n z e n e r z e u g t e i n e n M i t t e l w e r t , der stark

vom

über

Einzelwert

abweicht.

D i e h o h e n W e r t e der m i t t l e r e n F l u k t u a t i o n des W i n d e s eine s t a r k e V e r ä n d e r l i c h k e i t des V/indes

bedeuten

Meso-Bereich

zwi-

s c h e n 1 0 0 u n d 2 0 0 k m , w o b e i die T e n d e n z e n des F e l d e s ü b e r

die-

se D i s t a n z v i e l f a c h

erhalten

im

bleiben. Feinuntersuchungen

vorliegenden

Registriermaterials

Mesostruktur

kleinräumige

lassen

erkennen ,

mittelräumiger

Strömungsgebilde

u n s e r e n E r g e b n i s s e n ü b e r 2 0 0 km, grenze einer Höhenwetterkarte

aber

unter

liegen.

scheint

der

nach

Auflösungs-

z u l i e g e n . Es i s t v o r e r s t

z u k l ä r e n , ob es s i c h d a b e i u m W i r b e l , M ä a n d e r der

nicht

Starkwind-

zone, fingerförmige Strombilder oder linsenartige Gebiete a b w e i c h e n d e r G e s c h w i n d i g k e i t h a n d e l t . Die

Wirbel-

m u n g s s y s t e m e b r a u c h e n n i c h t n o t w e n d i g i n einer

der

herrschenden

großräumigen

mit

oder S t r ö -

Isobarenfläche

a b g e s c h l o s s e n z u sein. Sie k ö n n e n die F l ä c h e a n s c h n e i d e n sich

des der

( nikrostrukturelle ) Fluktuationen

ü b e r l a g e r t s i n d , die i n d e r Stärke u n t e r l m s e c " ^ "

Die Ausdehnung

daß

Strömung überlagern.

oder Die

e t w a s h ö h e r e n Vierte m i t t l e r e r S t r e u u n g u n d F l u k t u a t i o n i n der zur Strömung tangentialen Komponente

deuten unter

Berücksich-

t i g u n g d e r M e s s u n g e n v o n R e i t e r (51) auf l i n s e n f ö r m i g e

Wirbel

i m m e s o s t r u k t u r e l l e n B e r e i c h des W i n d f e l d e s , w o b e i die

Längs-

achse i n R i c h t u n g der g r o ß r ä u m i g e n S t r ö m u n g

Nach

Tabelle 1

fernung

im

tosphäre

sind

Bereich

nach

der

schnitt 5

56

Windunterschiede

auf

kurze

Ent-

oberen Troposphäre und unteren Stra-

statistischen

die F l u g s i c h e r h e i t i s t sondern

große

der

liegt.

aber

Gesetzen

kaum

zu

erwarten.

nicht ein statistisches

Einzelfall entscheidend.

extreme Windunterschiede

Deshalb

behandelt.

werden

Für

Ergebnis in

Ab-

Der erflogene Windvektor geostrophische

ist

V/indvektor

im Mittel

(aus

niedriger

der Wetterkarte)

Gradientwindvektor

(aus der Wetterkarte) . Im

wird

Luftdruckgradient

ein

scharfer

sonden - Stationen

beim

Analysieren

zwischen

als

der

oder

der

allgemeinen zwei

Radio-

der Wetterkarte ausge-

glichen und nicht auf ein schmales Band konzentriert. Falls tatsächlich

ein schmales

Band

hoher

Windgeschwindigkeit

existiert und dort ein starker, daneben ein schwacher Luftdruckgradient herrscht, wird in den meisten Fällen

der

er-

flogene V.k

Die Mesostruktur des Windfeldes in Abhängigkeit v o n der Windrichtung

Wir beschränken die Ausführungen Bereich. Die

Meßergebnisse

auf

werden

den mesostrukturellen

im

Bereich

unter

10 km

Ausdehnung (Mikrostruktur) sehr deutlich von den Flugeigenschaf ten des Meßträgers beeinflußt. Statistische Untersuchungen zur Makrostruktur schließen sich von selbst aus, weil das vorliegende Material hierfür nicht ausreicht. Die vektoriellen Differenzen

zweier

benachbarter Windwerte

des vorliegenden Sechs - Minuten - Gitternetzes aus den Flugzeugregistrierungen

sind

nach

Windrose sortiert. Für jedes

der

der

sechsunddreißigteiligen

36 Kollektive sind Rech-

nungen in geographisch- und strömungsbezogenen Koordinatensystemen durchgeführt worden. Die Ergebnisse über das strömungsbezogene System werden in Bild 3 In Bild 3

trägt die Abszisse die Windrichtung und die Ordi-

nate die Werte tuation) in Werte

dargestellt.

der

der

mittleren Streuung (bzw. mittlere Fluk-

m sec ^ . Die oberen Kurvenzüge mittleren Streuung

für

verbinden

die

die Komponenten (in tan-

gentialer und normaler Richtung zur Strömung) der vektoriellen Differenzen zwischen erflogenen und geostrophischen Winden

aus

einer

im

Deutschen Wetterdienst

gebräuchlichen

Arbeitswetterkarte. Die unteren Kurven verknüpfen die Werte der mittleren Fluktuation für die Komponenten (in tangentialer

und

normaler

Richtung

zur

herrschenden

Strömung) der

vektoriellen Differenzen jeweils benachbarter Windwerte.

Das Bild 3

zeigt

für

die

östlichen

Windrichtungen

einen

unruhigeren Kurvenverlauf als für westliche Richtungen. Die mittleren Fluktuationen schwanken um Ernsee"

.

lichen

Werte für die

und

mittlere

südwestlichen Bereich liegen

Fluktuation

der

um mehr als 0,5 m sec ^ über denjenigen

58

die

strömungstangentialen der

Im

südöst-

Komponente

strömungsnor -

(j

[m + 6ec - 1 ]

.20

rüttlere Streuung; erilosener-rjeostrophischer Wind Zur Strömung tangentiale i.oaponente » • Zur Strömung normale Komponente+ + Mittlere Fluktuation des erflogenen ..indes Zur Strömung tangentiale Komponente • — • Zur Strömung normale Komponente» •

A

* _1_ iiindrichtung Bild 3: Mittlere Fluktuation der V.indes und mittlere Streuung des Differenzvektors erflogener-geostrophischer Wind in Abhängigkeit von der mittleren Windrichtung

59

malen Komponente. Für die Kollektive nordöstlichen

bis

mit

südlichen, vor allem

nordwestlichen Winden liegen

die Werte der

mittleren Fluktuation für die Komponente normal zur herrschenden Strömung

etwas

scheinen

westlichen Winden ellipsenförmige

bei

höher (Raster in Bild 3). Die Luftteilchen Störungsbahnen

zu durchlaufen. Wirbelartige "Störungen", die einer großräumigen Strömung überlagert sind, können dieses Ergebnis (Die westlichen Winde

sind

erzeugen.

im Mittel höher als östliche oder

nördliche). Die erflogenen östlichen Winde

stammen meist

aus

hochreichenden Tiefdruckgebieten. Die Befunde bestätigen die synoptische Erfahrung, daß östliche Winde

in ihrer Richtung weniger beständig

als westliche sind

und sich schwer über große Strecken durchsetzen. Das darf aber nicht dazu verleiten, die Existenz

einer

östlichen Höhenströ-

mung auf dem nördlichen Atlantik über mehrere Tage zu leugnen. Die hohen Abweichungen zwischen geostrophischen und erflogenen Winden sowie Streuung

in

die

dadurch bedingten hohen Werte

den Kollektiven

des

nordöstlichen

der

mittleren

Sektors

sind

durch Analysenfehler der Wetterkarte bedingt, die über mehrere Tage hinweg

nicht

bemerkt wurden. In jenen Tagen bildete sich

eine östliche Luftströmung über dem nordöstlichen Atlantik mit Geschwindigkeiten

über

30msec~

so

ungünstig

aus, daß sie

mit dem bestehenden Radiosonden-Netz nicht erfaßt wurde.

Die Abweichungen des erflogenen Windes vom geostrophischen Wind werden in folgendem System erläutert: 1.

Der

ageostrophische

Windvektor

ist

dem

geostrophischen

Wind zu addieren, um den erflogenen Wind zu erhalten. 2.

Das Teil

strömungsbezogene der

Koordinatensystem

Untersuchungen

nach

dem

ist

für diesen

geostrophischen

Wind

ausgerichtet. Seine t-Achse (tangential) i6t die Richtung des geostrophischen Windes, n-Achse liegt dazu normal. 3.

Die

Winddaten

Kollektive 60

sind

nach

selektiert.

der

erflogenen Windrichtung in

D i e m i t t l e r e S t r e u u n g der s t r ö m u n g s p a r a l l e l e n

ageostrophischen

K o m p o n e n t e i s t w e s e n t l i c h h ö h e r als die d a z u n o r m a l

liegende.

A u f f a l l e n d n i e d r i g i s t die m i t t l e r e S t r e u u n g i n d e n K o l l e k t i v e n mit

südlichen

Winden. Die6e Werte dürften

bei

guter

Analyse

u n d m e h r M e ß d a t e n a l l g e m e i n z u e r r e i c h e n sein. Die G r e n z e e i n e r Verbesserung Der

Wert

liegt

ist

bei

durch

einem

die

mittlere

mesostrukturellen Bereich

Die

festgestellten

erflogenen

Winden

Streuungswert über Fluktuation

m sec ^ .

des

Windes im

vorgegeben.

Differenzen setzen

zwischen

sich

aus

geostrophischen

echten

und

ageostrophischen

B e i t r ä g e n u n d W e t t e r k a r t e n - F e h l e r n z u s a m m e n . D e s h a l b s i n d die h o h e n W e r t e f ü r die m i t t l e r e S t r e u u n g der v e k t o r i e l l e n

Diffe-

renzen zwischen erflogenen und geostrophischen

in den

Winden

Kollektiven mit südwest- und westlichen Winden nicht

zu

ver-

a l l g e m e i n e r n . Sie w e r d e n h a u p t s ä c h l i c h d u r c h U n t e r s c h i e d e hohen Windgeschwindigkeiten im Bereich des Strahlstromes ursacht. Wie

in

den folgenden Abschnitten 3-5

und

bei ver-

3-6

ge-

z e i g t w i r d , b l e i b t die g e n a u e Lage d e r S t r a h l s t r o m a c h s e

unbe-

k a n n t . In e i n e r H ö h e n w e t t e r k a r t e k a n n d e s h a l b w e d e r die

Rich-

t u n g noch der A b s t a n d der I s o h y p s e n g e n a u g e z e i c h n e t

werden.

Der Gradientwind bringt gegenüber dem geostrophischen Wind im Vergleich mit erflogenen Winden keine Differenzminderung. mittleren

Streuungen

der

vektoriellen

e r f l o g e n e n W i n d e n u n d Gradientv/inden mit

südöstlichen

und

mit

s o g a r h ö h e r als d i e j e n i g e n Winden. Die

ungenaue

schlechte Erfassung rung

und

west im

Veränderung

sind

bis

der

für die

mit

Kollektive Winden

geostrophischen

Isohypsenkrümmungen,

S t r o m b a h n k r ü m m u n g e n sowie die

der

Druckgebilde

Die

zwischen

nordwestlichen

Vergleich

Zeichnung der

Differenzen

verursachen

die

Wandehöhere

Abweichungen.

Die

Genauigkeit

der

Wetterkarte

wird

im

Abschnitt k

B e r ü c k s i c h t i g u n g der s o e b e n b e s c h r i e b e n e n M e r k m a l e

unter

diskutiert.

61

3.5

Die Mesostruktur des Windfeldes in Abhängigkeit von der Windgeschwindigkeit

Die mittlere Fluktuation des Windes nimmt mit der Windgeschwindigkeit nur wenig zu, und zwar von

3,5 m sec ^

bei einer Windgeschwindigkeit von

5msec~^

auf

5 , 5 ® sec ^

bei einer Windgeschwindigkeit von

50msec-^

Die Werte

der

mittleren Fluktuation

der

strömungsparallelen

Komponente liegen bis etwa 30 m sec ^ Windgeschwindigkeit wenig über denjenigen

der

strömungsnormalen Komponente; für höhere

Windgeschwindigkeiten übersteigen die Werte der strönungsparallelen Komponente um mehr als 0 , 5 m s e c "

die andere Komponente.

Da die Zahl der Messungen mit hohen Windgeschwindigkeiten für statistische Auswertungen meteorologischer Erscheinungen nicht ausreicht, sind die in Bild 4 i+5 m sec ^

angegebenen Daten oberhalb von

nicht als endgültig anzusehen.

Für 1962 liegen die Vierte für die mittleren Fluktuationen bei allen Geschwindigkeiten ungefähr 0,5 m sec ^ niedriger als 196^. Ihr Verlauf ist gleichartig. Diese Angüben geben einen Hinweis über die Zuverlässigkeit.

Die Zunahme der mittleren Fluktuation des Windes mit der liindgeschwindigkeit ist in der oberen Troposphäre und unteren otratosphare gegenüber derjenigen in den bodennahen ochichten nur gering. Dieser Befund überrascht, soweit

nur

Erfahrungen aus

der Technik und der bodennahen Reibungsschicht vorliegen. Die atmosphärische

Turbulenz

unterscheidet

sich

von

Technik vorkommenden Turbulenzformen grundlegend raumigkeit, Rotation der Atmosphäre nungen (Raethjen ( 45 , k? )).

Die

und

den durch

in der Weit-

wetterhafte Erschei-

atmosphärischen Turbulenzen

entstehen nicht nur an der Erdoberflache durch Reibung sondern auch in der freien Atmosphäre durch Austauschvorgange. Insbesondere greift die " freie Atmosphäre " durch Impulszufuhr von oben in die Vorgange der bodennahen Reibungsschicht ein (Fall-

62

böen). Damit

treten neben die beständig «irkenden Reibungs-

kräfte des Bodens wetterhafte Kräfte aus der freien Atmosphäre. In der Flughöhe des Düsenluftverkehrs sind für einen Ort die Störimpulse in einer Luftströmung nicht kontinuierlich. Die Störimpulse der freien Atmosphäre sind wetterhaft, konvektiv oder orographisch bedingt. Sie treten deshalb auf der Erde nicht gleichmäßig auf. Orographisch hervorgerufene

Störungen

sind zwar an den Ort gebunden, ihre Stärke und Wirkung sind aber je nach der Wetterlage (Richtung der Strömung gegen ein Gebirge) verschieden. Konvektiv bedingte Störungen häufen sich je nach Wetterlage in bestimmten Gebieten. Sie wirken allgemein schwächer als orographische Hindernisse in gleicher Höhe, weil ein vom Erdboden konvektiv aufsteigendes Luftpaket von der umgebenden horizontail strömenden Luft beschleunigt wird. Wirksam für einen Störimpuls ist nur der Geschwindigkeitsunterschied zwischen der ungestörten Strömung und dem aufsteigenden Luftpaket. Deshalb ist für die freie Atmosphäre

eine geringere

Zunahme der mittleren Fluktuation mit der Windgeschwindigkeit festzustellen als in der bodennahen Reibungsschicht.

Zur Beurteilung der Höhe und Zunahme der mittleren Fluktuation des Windes ist auch die "räumliche Größenordnung" zu beachten, in welcher die Winddaten erflogen wurden. Der räumliche Abstand zweier benachbarter Winddaten beträgt ungefähr 100 km. Dadurch werden in einem Meso-Bereicli Fluktuationen des Windes erschlossen, die durch Radiosonden nicht mehr erfaßt werden. Die erflogenen Fluktuationen des Windes unterscheiden sich aber von Mikro-Fluktuationen, die an einem Ort gewonnen wurden, weil zwischen zwei erflogenen Wind-Daten neben dem zeitlichen Unterschied auch ein räumlicher Abstand besteht. Durch den räumlichen Abstand zwischen zwei Windwerten erhöhen sich die Werte der mittleren Fluktuationen des Windes. Die Fälle mit niederen Windgeschwindigkeiten sind (durch die Streckenführung der Flüge) vor allem in Trögen und Allschichten-Zyklonen und weniger in ausgedehnten Höhen-Hochdruckgebieten erflogen

63

w o r d e n . D u r c h die k l e i n e r ä u m l i c h e A u e d e h n u n g d e r

windstillen

G e b i e t e i n d e n T i e f d r u c k g e b i l d e n l i e g e n b e s o n d e r s für n i e d r i g e W i n d g e s c h w i n d i g k e i t e n die e r f l o g e n e n F l u k t u a t i o n e n h ö h e r , mit einem ortsfesten Meßsystem festgestellt F ü r alle a u s d e n J a h r e n 1962 wurden

und

'Autokorrelationsfaktoren

Windwerte

und

zwischen

zwei

für

die

vektoriellen

benachbarten

6 Minuten Flugzeit,

1963 vorliegenden berechnet

und

Heßserien

zwar

Differenzen

Winddaten

ungefähr

als

würde.

für

des

( horizontaler

80 - 1 0 0 k m ).

Der

die

Windes Abstand

Abstand

der

autokorrelierten Wertepaare variiert zwischen 50 k m und 2000 km. A u ß e r d e m w u r d e die Z a h l d e r W e n d e p u n k t e f ü r die r u n g jedes F l u g e s i n d e r N o r d k o m p o n e n t e u n d i n der

WindregistrieOstkomponente

f e s t g e s t e l l t u n d m i t der m i t t l e r e n F l u k t u a t i o n des W i n d e s glichen. Nur oder

in

Rücken )

w e n i g e n F ä l l e n (bei D u r c h f l u g s c h m a l e r

liegen

die

Autokorrelationsfaktoren

verTröge

auch

für

g r ö ß e r e n A b s t a n d der W e r t e p a a x e a u ß e r h a l b d e s Z u f a l l s b e r e i c h e s . D i e s e U n t e r s u c h u n g e n w e i s e n k e i n e E r h ö h u n g der m i t t l e r e n F l u k tuationen Hoch-

des

und

Windes durch

die

V e r t e i l u n g der

Tiefdruckgebiete

für

höhere

durchflogenen

Windgeschwindigkeiten

nach. Das geostrophische Windfeld zeigt mit zunehmender

Windgeschwin-

d i g k e i t g r ö ß e r e A b w e i c h u n g e n v o m e r f l o g e n e n W i n d f e l d . Die v e k t o r i e l l e n D i f f e r e n z e n z w i s c h e n g e o s t r o p h i s c h e n W i n d e n aus der Wetterkarte

und

erflogenen

Winden

werden

in

e i n e m n a c h der

geostrophischen Strömung ausgerichteten Koordinatensystem

er-

r e c h n e t u n d n a c h der G e s c h w i n d i g k e i t d e s e r f l o g e n e n W i n d e s

ge-

o r d n e t . Die m i t t l e r e S t r e u u n g n e n t e des D i f f e r e n z v e k t o r s genen Winden 1 m sec

ist

für

der

strömungsparallelen

zwischen geostrophischen und erflo-

alle

W i n d g e s c h w i n d i g k e i t e n u m m e h r als

h ö h e r a l s d i e j e n i g e der s t r ö m u n g s n o r m a l e n

S i e l i e g t u n t e r 3 0 m sec

Komponente.

W i n d g e s c h w i n d i g k e i t u m 1 0 m sec

n i m m t für h ö h e r e W i n d g e s c h w i n d i g k e i t e n auf Werte u m zu. Die m i t t l e r e S t r e u u n g wächst von 3 , 3 m s e c ~ ^ 9,0msec~^

6if

bei

Kompo-

bei

der

strömungsparallelen

5msec-^"

und

25msec~ Komponente

Windgeschwindigkeit

3 5 m s e c ~ ^ Windgeschwindigkeit .

Für

auf

höhere

" i n d g e s c n w i n d i g k e i t e n t r e t e n w e s e n t l i c h größere A b w e i c h u n g e n a u f , w e i l die L a g e der S t r a h l s t r o m a c h s e analysiert

meist

nicnt

richtig

wird.

jer a r a d i e n t w i n d zeigt g e g e n ü b e r d e m g e O E t r o p n i s c h e n ..ind keine Verbesserungen in Vergleich mit dem erflogenen Wind. G r u n d s a t z l i c h ist der G r a d i e n t w i n d k e i n e s f a l l s g e e i g n e t als d e r g e o s t r o p n i s c n e

schlechter

«ind. L e d i g l i c h d u r c h

den

w e i t e n A b s t a n d der R a d i o s o n d e n s t a t i o n e n ü b e r d e n

Atlantik

s i n d die I s o h y p s e n - K r ü m m u n g e n f a l s c h g e z e i c h n e t ,

wodurch

h ö h e r e A b w e i c h u n g e n zu d e n e r f l o g e n e n u'inden e r z i e l t »(erden. Die e r f l o g e n e n Winde c h a r a k t e r i s i e r e n Eigenschaften

Gradientwinde

und

g e o s t r o p h i s c h e Winde aus der i-iakrostruktur des F e l d e s

er-

rechnet

der

Atmosphäre , während

mesostrukturelle

werden. "

^S^tangential

Streuung

6 20

Streuung

-1

Differenzvektor erflogener-geostroph.

••

Viind

1 0 ..

Fluktuation des Windes

iiindgescnwindigkeit

10

20

30

50

60

B i l d 't: M i t t l e r e F l u k t u a t i o n e n des V/indes u n d m i t t l e r e S t r e u u n g e n des D i f f e r e n z v e k t o r s e r f l o g e n e r - g e o s t r o p h i s c h e r Wind i n Abhängigkeit von der Windgeschwindigkeit

65

3.6

Die Mesostruktur des iVindfeldes in Beziehung zur Tropopause und zum jetstream

3-6.1

Beschreibung der Unterteilung

Das vorliegende Material ist in Abhängigkeit zu seiner Lage vom Strahlstroa und von der Tropopause durch ein System von je zehn Ziffern für die Vertikale und die horizontalen Zuordnungen parallel und normal zur Achse des Strijilstromes geordnet worden. Es entstehen dadurch 999 Teilkollektive und ein Gesamtkollektiv, in welchem zur Reclinungskontrolle alle Teilsummen zusammengefaßt sind. Matrix trägt als Indizes

Die

gebildete dreidimensionale

die Zuordnungsziffern 0 bis 9

nach Lage des Meßpunktes zur herrschenden Strömung

und

je zur

Tropopause. Es wird angenommen, daß die Keßpunkte in einer s-förmig gekrümmten Strömung liegen. Von Norden dieser Strömung jetstream.

der

polare

und

nach Süden

liefen in

der subtropische Zweig des

Diese beiden Zweige können in der Mitte des ge-

dachten s-förmigen Bandes vereinigt

auftreten (dieser Fall

wurde durch Kollektiv 8 berücksichtigt; siehe Erläuterung zu "Quer-Skala", Seite 69). Eine blätterige Struktur der Tropopause v.ird ausgeschlossen. Eine klare Entscheidung zwischen troposphärischen und stratosphärischen Abschnitten

ist

für

alle Flüge zu treffen. Sowohl die iVindvektoren als auch die vektoriellen Differenzen zweier benachbarter \/indv:erte (Abstand

6 Minuten Flugzeit)

und die vektoriellen Differenzen zwischen erflogenen und geostrophischen winden wurden in den noch näher zu beschreibenen Systemen geprüft. Zweckaäßigerweise wurden alle drei im Abschnitt 3-3

beschriebenen Koordinatensysteme verwandt:

1.

geographisch bezogen, Nord - Ost ;

2.

Flugzeug-bezogen, Rumpf - Tragflache ;

3.

strömungsbezogen, ströaungsnorinal - strömun.^sparallel.

Die Ergebnisse nach System 1 und 3

66

v/erden mitgeteilt.

Die D a t e n über

dem

wurden

in

einer Voruntersuchung

Kordatlantik herrschenden Typen

genderweise

nach

des

den jeweils

jetstream fol-

unterschieden:

0

k e i n jetstream zu

lokalisieren

1

s c h w a c h e r j e t s t r e a m p o l a r e n oder s u b t r o p i s c h e n T y p s

2

arktischer jetstream

3

polarer jetstream

vorherrschend

k

subtropischer jetstream

5

starker jetstream, polare und subtropische Zweige

getrennt

6

starker jetstream, polare und subtropische Zweige

vereint

7

polarer jetstream mit östlicher

8

subtropischer jetstream mit östlicher

vorherrschend vorherrschend

Richtung Richtung

Die V.erte, w e l c h e sich a u s dieser A u f s p a l t u n g e r g a b e n ,

zeigten

k e i n e s i g n i f i k a n t e n U n t e r s c h i e d e . Die F l u k t u a t i o n e n d e s VJindes s i n d n i c h t d u r c h d e n T y p des j e t s t r e a m , w e l c h e r Messung

auf

zur

Zeit der

d e m L ä n g e n s r a d v o r h e r r s c h e n d ist, i n i h r e r

b e s t i m m t . Die E n t s c h e i d u n g , ob

ein

Strahlstrom

polaren

Höhe oder

s u b t r o p i s c h e n U r s p r u n g s sei, e r f o l g t e n a c h der Z i r k u l a t i o n a u f der gesamten Nordhemisphäre. Zur O r d n u n g der D a t e n w e r d e n drei S k a l e n Skala 1 0

eingeführt.

(Vertikal-Skala):

keine Zuordnung

möglich

Flug in Troposphäre: 1 Flu~niveau mehr als 2 Flugniveau 1000 m 3 Flugniveau 500 m Flugniveau 200 m

1 0 0 0 ra 500 m bis 2C0 m bis 0 m bis

unter unter unter unter

der der der der

Tropopause Tropopause Tropopause Tropopause

Flug in Stratosphäre: 5 Flugniveau 0 ra 6 Flugniveau 200 m 7 Flugniveau 5C0 m 8 Flugniveau mehr als

bis 200 m 500 m bis bis 1000 m 1000 m

über über über über

der der der der

Tropopause Tropopause Tropopause Tropopause

9

Gesamtkollektiv

( A d d i t i o n a l l e r W e r t e zur K o n t r o l l e )

D i e Höhe d e r T r o p o p a u s e w u r d e d e n T r o p o p a u s e n k a r t e n der F l u g w e t t e r w a r t e F r a n k f u r t e n t n o m m e n , die n a c h M e s s u n g e n d e r R a d i o s o n d e n a n a l y s i e r t w o r d e n sind. Die E n t s c h e i d u n g z w i s c h e n d e n

67

K o l l e k t i v e n k und 5 f i e l ftir e i n e n W e r t registrierten übrigen

Lufttemperatur

atmosphärischen

unter

P a r a m e t e r . Die

sind linear-interpoliert

der

nach

der

im

Flugzeug

Berücksichtigung oben

aller

angegebenen Maße

Tropopausenkarte

entnommen

den. Sie h a b e n für die N a t u r nur die e i n g e s c h r ä n k t e

wor-

Bedeutung:

Kollektiv 1

s i n n g e m ä ß " w e i t i n der

Kollektiv 2

s i n n g e m ä ß " i n der

Kollektiv 3

s i n n g e m ä ß " i n der T r o p o s p h ä r e u n t e r d e r T r o p o p a u s e " ,

Kollektiv k

s i n n g e m ä ß " i n der T r o p o s p h ä r e a n d e r

e n t s p r e c h e n d die K o l l e k t i v e

Troposphäre",

Troposphäre",

5 bis 8 für die

Tropopause",

stratosphärischen

Vierte. Die h o r i z o n t a l e Z u o r d n u n g der M e ß p u n k t e

in das s - f ö r m i ^ g e d a c h t e

S t r o m f e l d m i t S t r a h l s t r o m erfolgte n a c h 2 0 0 - a b - W e t t e r k a r t e n

der

F l u g w e t t e r w a r t e F r a n k f u r t ( B e s c h r e i b u n g S k a l a 2 u n d S k a l a 3 auf S e i t e 69)- Die A n a l y s e n s i n d n a c h t r a g l i c h d u r c h die

Ergebnisse

der R e g i s t r i e r u n g e n v e r b e s s e r t w o r d e n . Die Z u o r d n u n g z u m S t r a h l s t r o m b e r ü c k s i c h t i g t n i c h t die D e f i n i t i o n der W o r l d

Meteorologi-

cal O r g a n i z a t i o n (i7M0), die eine w i l l k ü r l i c h e u n t e r e Grenze Geschwindigkeit 30msec

^

entlang

festsetzte.

vertikalen

der Auch

zu

die

eines

abersehen. I n

und

unbeachtet,

um

Zusammen-

A r b e i t r/urde v i e l a e n r

V o r s t e l l u n g einer um d a s polare T i e f d r u c k g e b i e t i n s i c h senen Zirkulation ausgegangen,

mit

horizontalen

Blieben

Vorschriften physikalische

dieser

der

Strahlstromes

verlangten

Geschwindigkeitsgradienten

nicht durch bürokratische hange

Achse

von

der

geschlos-

die e i n e n F r o n t a l s t r o m m i t H a a n -

der bildet. Die L i n i e s t ä r k s t e r

..indgeschv/indigkeit

(nach

ver-

b e s s e r t e r .Vetterkarte) z w i s c n e n P o l a r k a l o t t e u n d S u b t r o p e n w i r d als Achse

eines

Strahlstromes,

bei

Auftreten

w i n d b ä n d e r als A s t e i n e s S t r a h l s t r o m e s tropisch) definiert.

(Es ist

geschwindigkeit über 3 0 m s e c Linie nicht

zu

dabei

liegt).

Falls

d i e n t zur U b e r p r ü f u n g der

eine

s c h n i t t J . 6 . 3 nur

68

die

sub-

in

sind

in

derartige

Kollektiv

0.

Rechnung.

E s i s t z u Deachten, d a ß S k a l a 2 ((¿uer-Skala) eine Unterteilung wiedergiot. Desnalb

Stark-

g l e i c h g ü l t i g , ob die W i n d -

f i n d e n ist, e r f o l g t Z u o r d n u n g

Das Kollektiv 9

mehrerer

( a r k t i s c h , polar,

den

statistische

Bildern

zu

Ab-

z u s a m m e n g e h ö r i g e n Vierte aus d e m B e r e i c h

des polaren Strahlstromes und diejenigen aus dern Bereich des subtropischen ¿trahlstror.'.es aiteinander verbunden worden. Zur Stromrichtung des jetstream normal liegt Skala 2 (Quer-Skala): 0

keine Zuordnung möglich

1 2

links im

3

rechts vom

vom

polaren Ast des Strahlstromes

4

zwischen polaren und subtropischen Zweimen des Strahlstromes

5 6 7

links vom in rechts vom

8

im Kern eines Strahlstromes mit vereinigten subtropischen und polaren Zweigen

9

Gesamtkollektiv (Addition aller Werte zur Kontrolle)

subtropischen Ast des Strahlstromes

"rechts" bedeutet: Mit dem Viind im Hiicken in Richtung der Strömung vorwärts blickend rechter Hand; "links" bedeutet: Entsprechend wie oben, aber linker Hand. Zur Stromrichtung des jetstream parallel liegt Skala 3 (Parallel-Skala): C

keine Zuordnung möglich

1 2

Anfang Mitte

3

Ende

zyklonaler Strömungsbogen

4

Wendepunkt

5 6

Anfang Mitte

7

Ende

8

Wendepunkt

9

Gesaatkollektiv (Addition aller Werte zur Kontrolle)

zyklonaler - antizyklonaler Strömungsbogen antizyklonaler Strömungsbogen antizyklonaler - zyklonaler Strömungsbogen

Die Bilder des Abschnitts 3.6 zeigen in der Ordinate jeweils die Kennziffer des zugehörigen Kollektivs (Skala). Die beiden oberen Darstellungen eines Bildes geben

in

der Abszisse die

mittleren Fluktuationen (Streuungen) für die strömungstangentiale und strömungsnornale Komponente der vektoriellen Differenzen, die

untere

Darstellung

gibt

dagegen

den

mittleren

Betrag der vektoriellen Differenzen wieder.

69

3.6.2

S t a t i s t i s c h e B e t r a c h t u n g der F l u k t u a t i o n e n

und

a g e o s t r o p h i s c h e n K o m p o n e n t e n d e s iVindfeldee vertikaler Richtung

in

(Vertikal-Skala)

D i e E r g e b n i s s e der R e c h n u n g e n i n d e n v e r s c h i e d e n e n

Koordinaten-

s y s t e m e n z e i g e n m e t e o r o l o g i s c h k e i n e U n t e r s c h i e d e . Die

Nord-

k o m p o n e n t e des ..indes ist für die T r o p o s p h ä r e g r ö ß e r als für die S t r a t o s p h ä r e , ¡¡ine s t ä r k e r e s ü d l i c h e K o m p o n e n t e d e s W i n d e s h e r r s c h t o b e r h a l b der T r o p o p a u s e . Die h ö c h s t e n werte W e s t - K o m p o n e n t e des K i n d e s festzustellen, wobei

das

sind

in der Nähe der

in

der

Tropopause

M a x i m u m der 'west - W i n d - K o m p o n e n t e

u n m i t t e l b a r ü b e r der T r o p o p a u s e liegt. D a s M a x i m u m der s k a l a ren Windgeschwindigkeit

b e f i n d e t s i c h d a g e g e n unter der

Tro-

p o p a u s e . Die h o h e n B e t r ä g e der W i n d g e s c h w i n d i g k e i t s e t z e n

sich

aber i m M i t t e l v o n d e r T r o p o p a u s e weiter i n die als i n die T r o p o s p h ä r e h i n e i n fort. Eild 5

Stratosphäre

z e i g t die m i t t l e r e n

G e s c h w i n d i g k e i t e n des W i n d e s i n A b h ä n g i g k e i t v o n A b s t a n d

zur

T r o p o p a u s e . D a s K o o r d i n a t e n s y s t e m ist a u s n a h m s w e i s e n a c h g e o g r a p h i s c h N o r d u n d Ost

ausgerichtet.

Höhe

Bild 5 : Mittlere Windgeschwindigkeit in Abhängigkeit A b s t a n d v o n der T r o p o p a u s e

70

zum

Die m i t t l e r e n W i n d g e s c h w i n d i g k e i t e n l i e g e n i n der o b e r e n T r o posphäre

(Kollektive 1

und 2

in

der

Vertikal-Skala) um etwa

5 m s e c ^ ü b e r d e n j e n i g e n i n der u n t e r e n S t r a t o s p h ä r e

(Kollek-

tive 7 u n d 8 i n der V c r t i k a l - S k a l a ) . D i e s e r U n t e r s c h i e d k ö n n t e d u r c h f l u g b e t r i e b l i c h e G r ü n d e (Flug auf d e m Wege k ü r z e s t e r

Flug-

z e i t ) v e r u r s a c h t sein. D e r F l u g E u r o p a - A m e r i k a e r f o l g t lichst

bei

geringen Westwindgeschwindigkeiten und

mög-

nördlicher

a l s der F l u g A m e r i k a - E u r o p a , der s ü d l i c h e r u n d m ö g l i c h s t hohen wird

Westv.'indgeschwindigkeiten auf

der Strecke

nach

durchgeführt

Amerika eher

in

wird. der

mit

Dadurch

Stratosphäre

g e f l o g e n als i m G e g e n f l u g . B i l d 6 (Seite

72)

zeigt die m i t t l e r e n F l u k t u a t i o n e n d e s W i n d e s .

In der O r d i n a t e b e z e i c h n e n die Z i f f e r n K o l l e k t i v e , w e l c h e

zur

T r e n n u n g d e r D a t e n g e b i l d e t w u r d e n ( t r o p o s p h ä r i s c h e Vierte unten, T r o p o p a u s e l i e g t z w i s c h e n b u n d 5i n a c h V e r t i k a l - S k a l a ) . I n d e r A b s z i s s e s i n d die m i t t l e r e n F l u k t u a t i o n e n des W i n d e s Die m i t t l e r e n F l u k t u a t i o n e n z e i g e n Tropopause.

die

h ö c h s t e n W e r t e a n der

Ihre A b n a h m e e r f o l g t n a h e z u s y m m e t r i s c h z u d i e s e r

G r e n z f l ä c h e . Die m i t t l e r e F l u k t u a t i o n des W i n d e s Komponente

ist

n o r m a l zur h e r r s c h e n d e n S t r ö a u n g a n der

m i t 6 m sec

um 2 m s e c ~ ^ höher

Stratosphäre

und

als

diejenige

in

oberen Troposphäre. Dagegen

p o n e n t e , v/eiche i n t a n g e n t i a l e r R i c h t u n g

zur

l e d i g l i c h die g e r i n g e Z u n a h m e u m 0 , 5 m sec ^ ü b e r der

aufgetragen

für die

Tropopause der

zeigt

unteren die K o m -

Strömung in

liegt,

einem Bereich

Tropopause.

D i e i m i s o b a r e n F l u g an der T r o p o p a u s e a u f t r e t e n d e n '.Vindunterschiede

scheinen

nach

Querzirkulationen regionale

Strömung

strukturellen räumige deren

zur

bleibt

Vorgängen

Druckfeld Werte

dem

an

der

statistischen

Grundströmung an

Tropopause

meso-

anscheinend unbeeinflußt.

Das

groß-

wesentlich keine

(beschrieben

durch

vektoriellen

Winddifferenzen ) anzeigen.

k a n n a b e r durch durch

die

die

die

Grundströmung ,

großen

strömungstangentiale

Schwankungen

Komponente

Die

(beschrieben

ströraungsnorrnale K o m p o n e n t e der v e k t o r i e l l e n verändert

der

Grundströmung

überlagerten Querströmungen

differenzen) großräumig

über-

den

Tropopause die

Sachverhalt durch

e n t s t e h e n . Die von

bestimmt

der

zu

werden, sofern

diese

Windüber

71

Skala 1

Ordinate: Kennziffer der Kollektive Abszisse: Mittlere Streuung der Differenzvektoren _ _ geostrophischer-erflogener Uind • • Gradient«ind - erflogener V/ind Mittlere Fluktuationen des erflogenen V / i n d e s Bild 6: Kittlere Fluktuationen des Kindes in Abhängigkeit zun Abstand von der Tropopause (Vertikal-Skala) längere Zeiten gleichsinnig wirken . Nur

in wenigen Fällen

überflog das Flugzeug vor dem amerikanischen Kontinent nach weniger. Stunden die gleichen Orte ( dann in einem

anderen

Flugniveau), so daß zeitliche Veränderungen des Windfeldes nicht entdeckt werden konnten. Der erflogene Wind erscheint als resultierender Vektor verschiedener Felder, nämlich der Grundströmung, hauptsächlich bestimmt durch das großräumige Druckfeld, und einer lokalen, stark veränderlichen Querströmung. Falls

die

vektoriellen

Differenzen zwischen erflogenen und geostrophischen Winden ( der Wetterkarte entnommen ) nicht Windvektor, sondern

gegen

gegen den erflogenen

den geostrophischen

Windvektor

projiziert werden, zeigt die strömungsparallele Komponente des Differenzvektors

an

der

Tropopause

ebenfalls

höhere

Streuungen. Bild 6 gibt die mittleren Streuungen der vektoriellen Differenzen zwischen erflogenen und geostrophischen Winden mit Projektion auf die geostrophischen Winde wieder

72

M a n ist g e n e i g t , die A b w e i c h u n g e n

von

der Srundströraung als

S t ö r u n g e n a b z u t u n o d e r e i n f a c h als T u r b u l e n z z u d e u t e n . D i e s e "Störungen" werden, ähnlich

wie

b e i der " A l l g e m e i n e n

Zirku-

lation", n o t w e n d i g zur E r h a l t u n g o d e r V e r ä n d e r u n g der G r u n d strömung beitragen. gewicht

in

Jedes Luftmassenelement, dessen Gleich-

g e o s t r o p h i s c h e n F e l d g e s t ö r t ist, v o l l f ü h r t

eine

S t ö r b e w e g u n g auf a n t i z y k l o n a l e r B a h n . D a die W i n d u n t e r s c h i e d e a n der T r o p o p a u s e g r ö ß e r als i n der ü b r i g e n f r e i e n zwischen der 200-nb- und 300-mb-Fläche

Atmosphäre

sind, k ö n n t e n a u c h d u r c h

die T r o p o p a u s e Störbev/egungen a u s g e l ö s t werden, die z u e i n e r U m s t e l l u n g der H ö h e n s t r ö a u n g

fuhren.

Die m i t t l e r e S t r e u u n g für die v e k t o r i e l l e n D i f f e r e n z e n

zwischen

e r f l o g e n e n u n d g e o s t r c p n i s c h e n W i n d e n (Bild 6

gezogene

fett

L i n i e n ) b e z i e h u n g s w e i s e G r a d i e n t w i n d e n (Bild 6 m a r k i e r t ) ist

an

der T r o p o p a u s e

Gradientwindes liegen

etwas

am

durch

g r ö ß t e n . Die

ungünstiger

als

Windvektor

Streuungswerte vektoren

in

projiziert

wurde,

erflogener - geostrophischer

Gradientwind

sind

der S t r ö m u n g s n o r m a l e n

geostro-

natürlich

für

Wind

des

diejenigen des

g e o s t r o p h i s c h e n W i n d e s . D a der e r f l o g e n e W i n d auf d e n phischen

Punkte

Werte

die

die

Differenz-

beziehungsweise

gleich.

Die W e r t e der m i t t l e r e n S t r e u u n g e n für die

Differenzvektoren

z w i s c h e n e r f l o g e n e n u n d g e o s t r o p h i s c h e n W i n d e n l i e g e n i n der s t r ö m u n g s p a r a l l e l e n K o m p o n e n t e h ö h e r als i n der m a l e n K o m p o n e n t e . Die S t r e u u n g e n Komponente

schwanken

auch

in

stärker

der

zwischen

U n t e r k o l l e k t i v e n (0 b i s 8) als d i e j e n i g e n normalen

Komponente .

Strahlstrom-Achse delung

des

und

Die

ungenaue

strömungsnor-

strömungsparallelen

in

Kenntnis

den der

einzelnen strömungs-

der

Lage

die U n g e w i ß h e i t ü b e r die s t r a f f e

Starkwindfeldes führen

zu

größeren

Abweichungen

i n der s t r ö m u n g s t a n g e n t i a l e n K o m p o n e n t e der v e k t o r i e l l e n f e r e n z e n z w i s c h e n e r f l o g e n e n und g e o s t r o p h i s c h e n

der Bün-

Dif-

Winden.

73

Skala 2

Ordinate trägt Ziffer nach

"Quer-Skala"

8 6 strömungenormal

2 1 8 6 if 2