Zeitschrift für Meteorologie: Band 22, Heft 6-7 [Reprint 2021 ed.] 9783112557587, 9783112557570

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BA N D 22

HEFT

6-7

Zeitschrift für Unter Mitwirkung von

F. B E R N H A R D T , P O T S D A M K. B R O C K S , H A M B U R G M. CADEZ, BEOGRAD G. D I E T Z E , D R E S D E N - W A H N S D O R F P. D U B O I S , L I N D E N B E R G G. F A N S E L A U , P O T S D A M L. F O I T Z I K , B E R L I N J. H O F F M E I S T E R , B E R L I N H.-G. K O C H , J E N A M . K O N C E K , BRATISLAVA L. K R A S T A N O V , S O F I A G. S K E I B , P O T S D A M F. S T E I N H A U S E R , W I E N

im Auftrage der Meteorologischen Gesellschaft in der Deutschen Demokratischen Republik herausgegeben von H . E R T E L f , B E R L I N und E . A. L A U T E R , B E R L I N

A K A D E M I E - V E R L A G ZfMet.

Bd. 22

Heft 6 - 7

S. 161-232

G M B H

Berlin 1971

•

B E R L I N

Inhaltsverzeichnis Aufsätze Nachruf Prof. Dr. Wolfgang Böer 0. Skoda: Abschätzung von Windspektren sowie der Energiedissipation bei isotroper Turbulenz mittels Doppler-Spektren H. Dahler: Drei Jetstream-Typen bei geostrophischer Approximation B. Nestle: Bemerkung zu H. Dahler's „Ein Beitrag zur Frage des Entstehens von Tornados" H. Dahler: Entgegnung auf vorstehende Bemerkung von B. Nestle Th. Günther: Die Temperaturunbestimmtheit der Großwettertypen und die Temperatur- und Großwetterlagenunbestimmtheit im Winter M. Olberg: Veränderung der Erhaltungsneigung in meteorologischen Zeitreihen durch übergreifende Mittelbildung J. Sink: Zum Einsatz eines Haarhygrometers in einer frequenzmodulierten Radiosonde B. Koitzsch und M. Lzingel: Zum Wasserhaushalt eines Evapotranspirometergefäßes anniederschlagsfreien Tagen P. Mierdel: Zur Bestimmung der Waldverdunstung nach den Methoden des Wärmehaushaltes und des turbulenten Austausches J. F. Geliert: Die Instabilität der Niederschläge in Südwestafrika (Namibia) und die Problematik der Aussage der Instabilitätswerte in den semiariden Ländern W. Schröder: Aspekte der internationalen Erforschung der Leuchtenden Nachtwolken

161 165 169 187 188 189 194 201 208 216 223 229

Hinweise für unsere Autoren 1. In der „Zeitschrift für Meteorologie" können Originalarbeiten (Aufsätze und Mitteilungen) in deutscher, englischer, französischer, italienischer, russischer und spanischer Sprache veröffentlicht werden. 2. Jedem Aufsatz sollte vom Autor eine Zusammenfassung in deutscher Sprache sowie in einer Fremdsprache vorangestellt werden. 3. Abbildungen sind in gut reproduzierbaren Vorlagen einzusenden. Die Beschriftung auf den Abbildungen soll mit Bleistift erfolgen. Der Maßstab für eine evtl. Verkleinerung oder Vergrößerung ist in der rechten oberen Ecke ebenfalls mit Bleistift anzugeben. Bei Karten ist die Quelle und der Maßstab anzugeben. 4. Die Manuskripte sind in Maschinenschrift lVj-zeüig auf A-4 Bogen erwünscht. 6. Sollen bestimmte Manuskriptteile kleiner als der übliche Text oder kursiv bzw. gesperrt gesetzt werden, so ist das Manuskript für diesen Teil auch l ' / j - m l i g zu schreiben, aber seitlich mit einem senkrechten Strich zu versehen und mit „Kleindruck", „kursiv" oder „gesperrt" zu kennzeichnen. 6. Für das Literaturverzeichnis sind folgende Angaben erwünscht: Name und abgekürzter Vorname des Autors, Titel der Arbeit, Angabe der Zeitschrift, des Erscheinungsjahres und des -ortes sowie die Seitenangaben; entsprechende Angaben bei Büchern. 7. Die Redaktion macht darauf aufmerksam, daß der Verlag berechtigt ist, dem Autor den über 10% der Gesamtkosten des Satzes hinausgehenden Betrag für Korrekturen, die nicht durch Verschulden der Druckerei entstanden sind, in Rechnung zu setzen. 8. Jeder Autor erhält 60 Sonderdrucke kostenlos; bei Arbeiten mehrerer Autoren erhält jeder Autor 30 Sonderdrucke. 9. Es wird darum gebeten, Manuskripte direkt einem der beiden Herausgeber einzureichen. Die Herausgeber sind berechtigt, ggf. den Autoren Änderungswünsche zu unterbreiten. Anschriften: Prof. Dr. H. Ertel, 1162 Berlin, MüggelBeedamm 260, Deutsche Akademie der Wissenschaften zu Berlin, Zentralinstitut für Physik der Erde, Bereich III, Selbständige Abteilung Physikalische Hydrographie, Prof. Dr. E. A. Lauter, 108 Berlin, Otto-NuschkeStraße 22/23, Deutsche Akademie der Wissenschaften zu Berlin. 10. Für den Inhalt der Arbeiten sind ausschließlich die Autoren verantwortlich. Die Redaktion ist für alle den Druck der Arbeiten betreffenden Fragen zuständig.

Inhaltsverzeichnis Aufsätze Nachruf Prof. Dr. Wolfgang Böer 0. Skoda: Abschätzung von Windspektren sowie der Energiedissipation bei isotroper Turbulenz mittels Doppler-Spektren H. Dahler: Drei Jetstream-Typen bei geostrophischer Approximation B. Nestle: Bemerkung zu H. Dahler's „Ein Beitrag zur Frage des Entstehens von Tornados" H. Dahler: Entgegnung auf vorstehende Bemerkung von B. Nestle Th. Günther: Die Temperaturunbestimmtheit der Großwettertypen und die Temperatur- und Großwetterlagenunbestimmtheit im Winter M. Olberg: Veränderung der Erhaltungsneigung in meteorologischen Zeitreihen durch übergreifende Mittelbildung J. Sink: Zum Einsatz eines Haarhygrometers in einer frequenzmodulierten Radiosonde B. Koitzsch und M. Lzingel: Zum Wasserhaushalt eines Evapotranspirometergefäßes anniederschlagsfreien Tagen P. Mierdel: Zur Bestimmung der Waldverdunstung nach den Methoden des Wärmehaushaltes und des turbulenten Austausches J. F. Geliert: Die Instabilität der Niederschläge in Südwestafrika (Namibia) und die Problematik der Aussage der Instabilitätswerte in den semiariden Ländern W. Schröder: Aspekte der internationalen Erforschung der Leuchtenden Nachtwolken

161 165 169 187 188 189 194 201 208 216 223 229

Hinweise für unsere Autoren 1. In der „Zeitschrift für Meteorologie" können Originalarbeiten (Aufsätze und Mitteilungen) in deutscher, englischer, französischer, italienischer, russischer und spanischer Sprache veröffentlicht werden. 2. Jedem Aufsatz sollte vom Autor eine Zusammenfassung in deutscher Sprache sowie in einer Fremdsprache vorangestellt werden. 3. Abbildungen sind in gut reproduzierbaren Vorlagen einzusenden. Die Beschriftung auf den Abbildungen soll mit Bleistift erfolgen. Der Maßstab für eine evtl. Verkleinerung oder Vergrößerung ist in der rechten oberen Ecke ebenfalls mit Bleistift anzugeben. Bei Karten ist die Quelle und der Maßstab anzugeben. 4. Die Manuskripte sind in Maschinenschrift lVj-zeüig auf A-4 Bogen erwünscht. 6. Sollen bestimmte Manuskriptteile kleiner als der übliche Text oder kursiv bzw. gesperrt gesetzt werden, so ist das Manuskript für diesen Teil auch l ' / j - m l i g zu schreiben, aber seitlich mit einem senkrechten Strich zu versehen und mit „Kleindruck", „kursiv" oder „gesperrt" zu kennzeichnen. 6. Für das Literaturverzeichnis sind folgende Angaben erwünscht: Name und abgekürzter Vorname des Autors, Titel der Arbeit, Angabe der Zeitschrift, des Erscheinungsjahres und des -ortes sowie die Seitenangaben; entsprechende Angaben bei Büchern. 7. Die Redaktion macht darauf aufmerksam, daß der Verlag berechtigt ist, dem Autor den über 10% der Gesamtkosten des Satzes hinausgehenden Betrag für Korrekturen, die nicht durch Verschulden der Druckerei entstanden sind, in Rechnung zu setzen. 8. Jeder Autor erhält 60 Sonderdrucke kostenlos; bei Arbeiten mehrerer Autoren erhält jeder Autor 30 Sonderdrucke. 9. Es wird darum gebeten, Manuskripte direkt einem der beiden Herausgeber einzureichen. Die Herausgeber sind berechtigt, ggf. den Autoren Änderungswünsche zu unterbreiten. Anschriften: Prof. Dr. H. Ertel, 1162 Berlin, MüggelBeedamm 260, Deutsche Akademie der Wissenschaften zu Berlin, Zentralinstitut für Physik der Erde, Bereich III, Selbständige Abteilung Physikalische Hydrographie, Prof. Dr. E. A. Lauter, 108 Berlin, Otto-NuschkeStraße 22/23, Deutsche Akademie der Wissenschaften zu Berlin. 10. Für den Inhalt der Arbeiten sind ausschließlich die Autoren verantwortlich. Die Redaktion ist für alle den Druck der Arbeiten betreffenden Fragen zuständig.

Zeitschrift für

Meteorologie B A N D 22 • H E F T 6/7

Nachruf Prof. Dr. Wolfgang Böer

Nach schicerer Krankheit,

scheinbar auf dem Wey der Besserimg, verstarb am 7. A-pril 1971 Prof. Dr. rer. nat.

habil. Wolf gang Böer, dessen Leben am 1. Februar 1921 als Sohn des Diplom-Ingenieurs Ehefrau

Erich Böer •und seiner

Charlotte, geb. Dolle in Berlin begonnen hatte.

Wolfgang Böer hat in den Jahren 1927—1934 zuerst die Volksschule und dann das Realgymnasium er mit dem Abitur abschloß. Seine wissenschaftliche

Ausbildung

erhielt er an den Universitäten

besucht, das

Leipzig und

an detien er Meteorologie studierte, bei solchen Gelehrten wie Prof. J. Bartels, Prof. II. Ertel, Prof. M. und Prof. L. Weickmann. versität

Im Jahre 1942 legte er die Diplomhauptprüfung

i960 habilitierte er mit der Studie „Die mittlere Windversetzung Zirkulation

Universität

zu Berlin.

über Mitteleuropa"

in Potsdam

— ein Beitrag zur Kenntnis

an der mathematisch-naturwissenschaftlichen

Im Jahre 1966 wurde Wolfgang Böer zum nebenamtlichen

Fachgebiete Allgemeine Klimatologie

und Angewandte

Fakultät

der

Professor mit Lehrauftrag

Meteorologie und Klimatologie

an der

der

Humboldtfür die

Humboldt-Universität

ernannt.

Das unermüdliche

Schaffen von Prof. Dr. Wolfgang Böer ist eng mit der erfolgreichen Entwicklung

logie in der Deutschen Demokratischen der Deutschen Demokratischen der Station Kaltennordheim, Gruppe Klimadienst Hauptamt

ab, 1951 promovierte er an der Uni-

Leipzig.

allgemeinen

zu Berlin

Berlin, Robitzsch

Republik

Republik

verbunden.

25 Jahre lang gehörte er dem Meteorologischen

bzw. den vorangehenden

in den Jahren

Landeswetterdiensten

1947/48 als Stationsleiter

im Amt für Meteorologie und Hydrologie

für Klimatologie

der Meteoro-

Weimar

Dienst

an. Zunächst arbeitete er an,

auf dem Inselsberg;

1950 über nahm er die

und 1952 wurde er nach Potsdam an das

gerufen, an dem er zunächst die Gruppe Klimaforschung

leitete. Als Leiter des

Haupt-

162

Nachruf Wolfgang- Böer

Zeitschrift für Meteorologie Band 22 Heft 6/7

amtes für Klimatologie (ab 1958), später als Leiter der Fachabteilung Klimadienst (1960) in der Leitung des Meteorologischen Dienstes und schließlich als Stellvertreter des Direktors des Meteorologischen Dienstes der DDR (1967) setzte er sich mit ganzer Kraft dafür ein, die wissenschaftlichen Erkenntnisse der Meteorologie in immer größerem Maße zum Wohle der sozialistischen Gesellschaft zu nutzen. Er hat mit seiner Tatkraft und Energie wesentlichen Anteil daran, daß wir heute in der DDR über leistungsfähige Einrichtungen auf dem Gebiet der Meteorologie verfügen. Seine Leistungen dokumentieren sich auch in seinen 57 Veröffentlichungen. Seine Liebe und sein besonderes Interesse galten der Klimatologie. Er sah die Potenzen, die in der Klimatologie noch verborgen sind, die eine Grundlage für eine komplexe Betreuung der Volkswirtschaft bilden. Besonders wichtig erschien ihm die Anwendung der Meteorologie und Klimatologie in der Technik und den technischen Wissenschaften, im Bauwesen, im Transportwesen und in der Produktion. Ein spezielles Verdienst von Prof. Dr. Böer war die Schaffung des Bereiches „Technische Meteorologie" im Meteorologischen Dienst der DDR. Aber er verstand die Klimatologie als eine primär physikalische Wissenschaft; in der dynamischen Klimatologie sah er den Schlüssel für eine Renaissance der Klimatologie. An der Tagung über „Dynamische und Physikalische Klimatologie" im Sommer 1971 teilzunehmen, auf die er sich schon sehr gefreut hatte, war ihm leider nicht mehr gegeben. Wenn heute der MD der DDR weit über die Grenzen der Republik hinaus hohes Ansehen genießt, so ist das nicht zuletzt ein persönliches Verdienst des Verstorbenen. Er regte die Gründung der Arbeitsgruppe Klimatologie (RG K) der Konferenz der Direktoren der Hydrologischen und Meteorologischen Dienste der sozialistischen Länder an und war bis zu seinem Tode ihr Vorsitzender. Vielen Fachkollegen aus anderen Ländern ist seine Mitarbeit in der Kommission für Klimatologie (CCL) der Meteorologischen Weltorganisation in Erinnerung. Als Lehrer wirkte er an einem Seminar der Meteorologischen Weltorganisation über moderne Methoden der Klimatologie in Kairo im Frühjahr 1970 mit. Seine umfangreiche Tätigkeit auf dem Gebiet der Bauklimatologie wurde international durch seine Berufung zum Vorsitzenden der Arbeitsgruppe des Internationalen Komitees für Bauforschung (CIB) und als Vertreter dieser Organisation gegenüber der Meteorologischen Weltorganisation gewürdigt. Dank seiner hervorragenden Kenntnisse und seiner unermüdlichen Aktivität wurden ihm viele Funktionen übertragen, die Ehre und Arbeit zugleich bedeuteten. Er hat als Mitglied des Forschungsrates der DDR und als Vorsitzender der Kommission Reinhaltung der Luft seine besonderen Fähigkeiten und Kenntnisse für die Entwicklung der sozialistischen Landeskultur eingesetzt. Er war Mitglied der Sektion Städtebau und Architektur des Plenums der Deutschen Bauakademie und wirkte tatkräftig in der Arbeitsgruppe „Internationales Hydrologisches Dezennium" des Nationalkomitees für Geodäsie und Geophysik der DDR bei der Deutschen Akademie der Wissenschaften zu Berlin mit. Viele Kollegen werden sich seiner als langjährigen Sekretär der Meteorologischen Gesellschaft der DDR erinnern, als der er mithalf, das wissenschaftliche Leben aktiv zu gestalten. Ich habe Prof. Dr. Böer als Menschen schätzen gelernt, der die ihm übertragenen Aufgaben mit der ihm eigenen Energie und Initiative, mit tiefer Sachkenntnis verantwortungsbewußt zu lösen bestrebt war und dem es gelang, die ihm anvertrauten Mitarbeiter und Arbeitskollektive für die Bewältigung der oftmals schwierig zu meisternden Aufgaben zu begeistern, sie voranzuführen, sie mit ganzem, Herzen für den sozialistischen Aufbau zu gewinnen. Er hat an sich und seine Arbeit wie auch an die Tätigkeit seiner Mitarbeiter sehr hohe Anforderungen gestellt. Er kannte keine Rücksichtnahme auf sich selbst, er war stets vorwärtsdrängend und duldete keinen Stillstand und keine Halbheiten. Trotz seiner vielfältigen Verpflichtungen fand Prof. Dr. Böer stets Zeit, den Kollegen und den Studenten bei ihrer Qualifizierung, bei Diplomarbeiten oder bei Dissertationen mit wertvollen Ratschlägen beizustehen. Für die fachlichen und persönlichen Sorgen seiner Mitarbeiter hatte er stets ein offenes Ohr. Seine besondere Aufmerksamkeit galt dabei der studentischen Jugend und den heranwachsenden jungen Wissenschaftlern. So war er stets der Zukunft zugewandt, die er zu gern noch mitgestaltet und miterlebt hätte. — Schwer wiegt der Verlust für die Meteorologische Wissenschaft und Praxis, für alle, die ihn kennen und schätzen gelernt hatten. Trost möge es uns sein, daß sein Leben und seine Aktivität mithalfen, ein Fundament zu schaffen, auf dem wir seinem Vermächtnis gemäß weiterwirken können. Dr. rer. nat. habil. W• Böhme

Veröffentlichungen von Prof. Dr. Wolfgang Böer

1. Spontane Bildung von Schneerollen (Lawinen in „statu nascendi"). Z. f. Met. 1 (1946/47), S. 407-408. 2. Eine häufigkeitsstatistische Methode zur Bearbeitung phänologischer Werte. Mitt. d. Thür. Landeswetterwarte H. 7 (1948), S. 7-33. 3. Registrierung sehr geringer Feuchte (0%). Z. f. Met. 2 (1948) H. 10, (1949) S. 340. 4. Das Frühlingshochwasser 1947 in Thüringen. Mitt. d. Thür. Landeswetterwarte H. 8 (1949), S. 59-88. 5. Das Frühjahrshochwasser 1947 in Thüringen. (Autorreferat). Z. f. Met. 5 (1951) H. 4 (1951) S. 125. 6. Aktuelle Fragen der angewandten Meteorologie. Urania 1952, H. 7, S. 256—261. 7. Einige Vorschläge zur praktischen Durchführung einer geländeklimatischen Aufnahme unter besonderer Berücksichtigung städtebaulicher Gesichtspunkte. Angew. Met. 1 (1952), H. 7, S. 219-222. 8. Über den Einfluß des Lokalklimas auf die Mitteltemperatur. I. Vergleich der Temperaturen in Kaltennordheim und Kalteneber (Kessellage und Hochflächenlage). Berichte des Deutschen Wetterdienstes in der USZone, Nr. 42, Knoch-Heft, Bad Kissingen 1952, S. 217-220. 9. Witterung und Pflanzen Wachstum. Abh. des Meteorolog. u. Hydrolog. Dienstes der D D R Nr. 14 (Bd. 2) Berlin 1952. 64 S. 10. Klimaforschung im Dienste des Städtebaues. Berlin 1954. 60 S. (Deutsche Bauakademie, Schriften des Forschungsinst. für Städtebau). 11. Über den Zusammenhang zwischen Großwetterlagen und extremen Abweichungen der Monatsmitteltemperaturen. Z. f. Met. 8 (1954/55) H. 1 (1954) S. 11-16. 12. Windverteilung für die Station Leipzig im Zeitraum 1925-1944. Z. f. Met. 8 (1954/55) H. 7/8 (1954) S. 2 0 9 211.

13. (mit H. Schubert) Ursachen und Verlauf des Hochwassers im Sommer 1954 in der Elbe und ihren Nebenflüssen. Wasserwirtschaft-Wassertechnik 5 (1955), S. 162-168 und 197-207. 14. Technische Meteorologie und Klimatologie. Tägl. Wetterbericht des Meteorolog. und Hydrolog. Dienstes der D D R vom 29. September 1956. 15. Über Stand und Aufgaben einer technischen Meteorologie und Klimatologie. Die Technik 11 (1956) H. 2, S. 109-111. 16. (mit H. Lorenz) Einige Bemerkungen zu klimatologischen Normalwerten der Monatsmitteltemperatur für den Zeitraum 1901-1950. Z. f. Met. 10 (1956) H. 1 (1956) S. 1 - 1 1 . 17. Einige wichtige Fragen der technischen Klimatologie an Beispielen der VR China. Deutsche Elektrotechnik 11 (1957) H. 6, S. 249-254. 18. In memoriam Hermann Henze. Z. f. Met. 12 (1958) H. 1/2 (1958) S. 1. 19. (mit J . Kolbig) Eine einfache Methode zur Bestimmung von Änderungen des Windvektors in den unteren 200-300m über Grund. Angew. Met. 3 (1958) H. 6, S. 161-163. 20. (mit B. Antonik) Untersuchungen über den Wasserhaushalt im Elbegebiet auf der Grundlage von Unterschiedswerten zwischen Abfluß und Niederschlag. Wasserwirtschaft—Wassertechnik 8 (1958), H. 10, S. 449-454 u. 465. 21. Zum Begriff des Lokalklimas. Z. f. Met. 13 (1959) H. 1 - 6 (1959) S. 5-11. 22. (mit J . Kolbig) Einige Bemerkungen zur Frage der Klimatisierung von Laderäumen. Schiffsbautechnik 9 (1959), S. 205-210. 23. (mit I. Kolbig) Die Bedeutung der Teilklimatisierung von Laderäumen im Rahmen des Klimaschutzes technischer Erzeugnisse. Technik 6 (1959), S. 399-402. 25. (mit H. Schubert u. O. Wilser) Das Sommerhochwasser der Elbe im Juli 1954. Bes. Mitt. zum Deutschen Gewässerkundl. Jahrbuch Nr. 19 (1959). 190 S. 26. (mit O. Fritsche) Über Grundsätze der Klimaeinteilung für technische Zwecke. Elektrotechn. Z., A 80 (1959), H. 2, S. 40-43. 27. In memoriam Karl Schneider-Carius. Z. f. Met. 14 (1960) H. 7/9 (1960) S. 161. 28. Luftverunreinigung durch Rauchgase aus Heizkraftwerken. Zur Rekonstruktion der Stadtzentren. Erstes Kolloquium für Städtebau an der Hochschule für Architektur und Bauwesen, Weimar 1960, S. 38—47. 29. Die mittlere Windversetzung in Potsdam. Berlin 1960. 83 S. Das Klima von Potsdam (II). Abh. des Meteorolog. und Hydrologischen Dienstes der DDR, Nr. 53 (Bd. 7). 30. Ein Beitrag zur Kenntnis der allgemeinen Zirkulation über Mitteleuropa. Z. f. Met. 15 (1961) H. 1—6, S. 177-184. 31. Fragen der Luftverunreinigung vom meteorologischen Standpunkt aus gesehen. Z. für die gesamte Hygiene und ihre Grenzgebiete, 7 (1961) H. 6, S. 412-419. 38. (mit F. Gaster u. a.) Technik und Klima. Metall 15 (1961), H. 5, S. 432-445, H. 6. S. 565-575. 39. Einige Bemerkungen zu den Ergebnissen der meteorologischen Gewitterbeobachtungen und ihrer klimatologischen Auswertung, insbesondere fürtechnische Anwendungen. Z.f.Met. 16 (1962/63) Heft 1 - 2 (1962) S. 29-33. u*

164

Veröffentlichungen von Wolfgang Boer

Zeitschrift für Meteorologie Band 22 H e f t 6/7

34. Einige Überlegungen zu den Grundlagen einer Witterungsklimatologie. Idöjaräs 66 (1962) 4, S. 193—197. 35. Meteorological results of a hatch-ventilation test voyage. Monthly Technical Review 6 (1962), S. 121—126. 36. (mit G. Götschmann) Der Wärmehaushalt hoher Bauwerke in Abhängigkeit von meteorologischen Einflußgrößen. Stadt- und Gebäudetechnik 1962, H. 11, S. 288-290. 37. Koordinierung der Untersuchungen über Warenverluste bei Transport und Lagerung in der Deutschen Demokratischen Republik. Informationen über Probleme des Klimaschutzes 2 (1963) H. 1, S. 32—33. 38. (mit B. Antonik) Der Schneeanteil am Niederschlag im Gebiet der DDR. Z. f. Met, 16 (1962/63) H. 9 - 1 0 (1963), S. 231-239. 24. (mit H. Lorenz) Meteorologische Ergebnisse einer Testfahrt zur Erprobung von Laderaumlüftungsanlagen. Schiffsbautechnik 12 (1962) S. 40-46. 39. (mit G. Götschmann) Zweidimensionale Häufigkeitsverteilungen der Lufttemperatur und Luftfeuchte als Darstellung der klimatischen Beanspruchung technischer Erzeugnisse. Angew. Met. 4 (1960/64) H. 7 (1963), S. 194-198. 40. (mit M. Hasek) Zur Frage der mathematischen Erfassung von Immissionen. Angew. Met. 4 (1960/64) H. 8 - 1 0 (1963), S. 291-299. 41. Einige Überlegungen zur raumzeitlichen Struktur des Geländeklimas und den Möglichkeiten seiner Darstellung. Angew. Met. 5 (1964/69) H. 1 - 2 (1964), S. 34-36. 42. (mit B. Antonik) Klimatologische Auswertung der Stark- und Dauerregen. Simpozionul International Precipitüle Atmosferice, Bucaresti 1966, S. 19—31. 43. Säkulare Schwankungen des Niederschlages im norddeutschen Tiefland. Simpozionul International Precipitatiile Atmosferice, Bucaresti 1966, S. 183—188. 44. Technische Meteorologie. Leipzig 1964. 232 S. 45. Einige Grundfragen der Reinhaltung der Luft. Angew. Met. 5 (1964/69) Sonderheft (1965), S. 1 - 7 46. Über eine spezielle Methode zur Schaffung von Grundlagen für eine Witterungsklimatologie. Z. f. Met. 18 (1965/66) H. 1 - 2 (1965), S. 68-71. 47. Die Anwendung meteorologischer Unterlagen bei der Stadtplanung in Hinsicht auf Probleme der Luftverunreinigung. (The application of meteorological data in town planning in relation to problems of air pollution). International Clean Air Congress, London, 4—7 Oct. 1966, Proc., Pt. 1, S. 79—81. 48. (mit B. Antonik u. G. Ortlieb) Regionale und zeitliche Verteilung der täglichen Temperaturschwankung. Z. f. Met. 17 (1964/66) H. 9 (1966), S. 343-348. 49. Vorschlag einer Einteilung des Territoriums der DDR mit einheitlichem Großklima. Z. f. Met. 17 (1964/66) H. 9 - 1 2 (1966, S. 267-275. 50. Prinzipien der Einarbeitung meteorologischer Information in technische Standards, besonders für das Bauwesen. Angew. Met. 5 (1964/69) H. 9 - 1 1 (1968) S. 299-301. 51. Diskussionsbeiträge zu den Fachsitzungen „Niederschlag", „Bodenfeuchtigkeit" und „Wasserkreislauf— Wasserhaushalt". Übersichtsvorträge und Diskussionen auf der Tagung Hydrometeorologie. Tharandt, 25.-27. 9. 1968. Abh. des Meteorolog. Dienstes der DDR, Nr. 97 (Bd. 13), Berlin 1969, S. 32, 74 und 102. 52. Problems of distribution and effective exploitation of meteorological information for architecture and building industry. Building Climatology. Proc. of the Symposium on Urban Climates and Building Climatology. Brussels, Oct. 1968 (Vol. II). WMO-No. 255, TP. 142, Technical Note No. 109, Geneva 1970, S. 191-197. 53. On some aspects of t h e increase of economic benefit from meteorological information. Lecture, given at CC1-V, Geneva 1969. Commission for Climatology. Abridged Final Report of the Fifth Session, Geneva, Oct. 1969. WMO-No. 260, R P . 84, Geneva 1970. 54. Zu einigen Grundfragen der Reinhaltung der Luft. Z. für die gesamte Hygiene 15 (1969) H. I i , S. 806—807. 55. Zu einigen Grundfragen der Reinhaltung der Luft. Wiss. Z. der Humboldt-Univ. Berlin, Math.- Nat. R. 19 (1970), H. 5 (Internationales Lufthygiene-Symposium der RGW Länder), S. 507—508. 56. Zur rationellen Anwendung meteorologischer Informationen in der Volkswirtschaft. Beiträge zur Angewandten Meteorologie. Fest-Schrift zum 60. Geburtstag von A. Mäde. Abh. d. Meteorolog. Dienstes der DDR, Nr. 100 (Bd. 13), Berlin 1970, S. 9 - 1 2 . 57. Grundprobleme der Reinhaltung der Luft in der Deutschen Demokratischen Republik und Möglichkeiten ihrer Lösung. Vortrag auf der 15. Tagung der Brennstofftechnischen Gesellschaft der DDR. 12. November 1970, Dresden. Technik und Umweltschutz, H. 1 (in Vorbereitung). Rezensionen: Z. f. Met. 4 (1950), 379; 5 (1951), 124; 7 (1953), 222; 11 (1957), 251; 12(1958), 182; 14 (1960), 2 0 - 2 1 ; 245-247; 15 (1961), 247, 250.

551.511.6 551.501.81

Abschätzung von Windspektren sowie der Energiedissipation bei isotroper Turbulenz mittels Doppler-Spektren Von G. Skoda Institut für Meteorologie und Geophysik der Universität Wien, Wien, Österreich Zusammenfassung: Die turbulente kinetische Energie in der Atmosphäre ist prinzipiell mittels gemessener DoppierSpektren aus der Geschwindigkeitsverteilung der Niederschlagspartikel in einem Radarstrahl bestimmbar. Vergleiche mit Windspektren aus Anemometermessungen sind möglich. Bei Voraussetzung isotroper Turbulenz wird die Dissipationsrate kinetischer Energie proportional der zeitlichen Änderung gemessener quadratischer Doppler-Spektren. Umgekehrt läßt sich damit für die Praxis eine dimensionslose Maßzahl für den Grad der Abweichung von der Isotropie definieren. Summary: Atmospheric turbulent kinetic energy is evaluable from Doppler spectra of precipitation particle velocities in a radar beam. Comparison with anemometer-measured wind spectra is possible. Assuming isotropic turbulence, the rate of dissipation of kinetic energy is proportional to the change with time of the squared Doppler spectra. Hence, it follows a non-dimensional quantity defining a gradual measure of anisotropy.

1. Einleitung Das Feld der Signalfunktion A (t), welches aus einer Anhäufung von punktförmigen Reflektoren am inkohärenten und/oder Doppler Radar zu registrieren ist, lautet nach Born und Wolf (1959) [3] (1)

A (t) = Re {a (t) e~i/ E(N)dN/st 0

= Nf T{N)dN 0

- 2vf

0

N2E(N)dN

und (15)

NfT(N)dN+ e j 2v/WE(N)dN. N' 0 0 Der Sehließungsvorgang mittels eines intuitiven physikalischen Modells, z. B. nach Obukhov (1941) [7] N' oo rtf' -11/, (16) - / T{N)dN: = ol0/E{N)dN\f m E{N)dN\ 0 N' L0 J

oo

mit / E(N) dN = kinetische Energie hoher Wellenzahlen N' N'

und 2 / N2E(N)dN= mittlerer quadratischer Deformationsbeitrag bei kleiner Wellenzahl, a 0 = empirisch o bestimmbare Konstante, ergibt durch (15) und (16) OO rJV' -11/, N' (17) e I = a 0 /E(N)dN\/N2E{N)dN\ +2vfWE(N)dN. N' «• Lo J 0 Wird in (14) oo N• a) e | ^ — d f E(N) dN/st = 0 (für stationäre energetische Verhältnisse), folgt mit (17) N' 0 (18 a)

f 0 , AE = E(N) — EfJ(N). Die mittlere Dissipation wird mit (10)

168

G. S k o d a, Abschätzung von Windspektren sowie der Energiedissipation

N'

(20)

e J At = bPA

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BMd 22ratty™' 08 ' 6

{f)df

ist somit proportional dem meßbaren Anteil der Differenz zweier quadratischer Doppler-Spektren. Verschwindet die Abhängigkeit von der kinematischen Viskosität, gilt für die Form des longitudinalen Spektrums E(N) nach Berman (1965) [2] (21)

E (N) =

N 8(N)

= a

N~2l3

mit 0,1 < a < 0,2 und ü = mittlere horizontale Windgeschwindigkeit. Läßt sich isotrope Turbulenz im vollen iV-Bereich voraussetzen, folgt aus (20) und (21) für die Verteilung kinetischer Energie im „inertial subrange" aus dem meßbaren Anteil des Doppler-Spektrums eine Proportionalität mit AS''l:s (/). Wird anderseits e der Produktionsrate turbulenter kinetischer Energie durch mechanische Scherung (

8ü\

gleichgesetzt [ g = u l — I , lassen sich bei Kenntnis des vertikalen Windprofils (Pilotierung, VAD-Technik) Aussagen über die Reibungsgeschwindigkeit u* unterhalb des Gradientwindniveaus treffen. Ferner wird

(22)

bvj/^m At u2 — * 8z

=

("boundary-layer")

j

zu einer dimensionslosen Maßzahl für isotrope Turbulenz (J — 1). In Bodennähe folgt für indifferente Schichtung mit ^ = ~ {k = 0, 4)

(23)

J =

^

Wird | J | > 1 muß Anisotropie und damit die Ungültigkeit von (12) bis (21) erwartet werden.

Literatur [1 ] [2] [3] [4] [5] [6] [7] [8] [9] [10] [11] [12]

Atlas, D., Advances in Radar Meteorologv, Advances in Geophysics, 10, 1964, 317 Berman, S., Quart. J. R. Met. Soc. 91, 1965, 302 Bern, M. and Wdf, D., Principles of Optics, Pergamon, London, 1959 Brcdkey, R. 8., The Phenomena of Fluid Motions, 286, 1967, Addison-Wesley-Publ. Comp. Farley, D. T., Radio Sei., 4, 1969, 2, 139 Hogg, D. C., Radio Sei., 4, 1969, 7, 591 Obukhov, A. M., Compt. Rend. (Doklady), Akad. Sei. U R S S . , 32, 1941, 19 Priestley, G. H. B. and Sheppard, P. A., Quart. J. R. Met. Soc., 78, 1952, 485 Robinson, E. A., Statistical Communication and Detection, London, 1967 Rogers, R. R., J. Atm. Sei., 20, 1963, 170 Srivastava, R. O. and Oarbone, R. E., Radio Sei., 4, 1969, 4, 381 Van der Hofen, I. and Panofslcy, H. A., Statistical properties of the vertical flux and kinetic energy at 100 meters, Final Rep. Penn. State Univ., 1954

Anschrift:

Dr. Georg Skoda, Institut für Meteorologie und Geophysik der Universität Wien, A- 1190 Wien, Hohe Warte 38

551.557.5 551.511.3

Drei Jetstream-Typen bei geostrophischer Approximation Von H. Dahler Mit 12 Abbildungen

Zusammenfassung: Aus den Vektor-Bedingungen für die Existenz einer Fläche maximaler geostrophischer Windgeschwindigkeit werden drei geostrophisehe Strahlstromtypen abgeleitet. Die t> max -Fläche des gJi ist eine Isobar-Isotherm-Fläche, und die i> max -Fläche des gJ% besteht kontinuierlich aus Isothermen isobar extremer Temperatur. In der !) max -Fläche des gJ 3 steht der geostrophisehe Windvektor überall auf den Isothermen senkrecht. Diese drei geostrophischen Jetstream-Typen lassen sich stetig ineinander überführen, und bei allen ist die thermische Advektion von Bedeutung. Bekannte Vorgänge und Erscheinungen aus der Atmosphäre können bereits mit diesen Strahlstromtypen erklärt werden, insbesondere unter Verwendung der neu definierten thermisch-advektiven Begriffe Konfluenz und Diffluenz. Summary: From the vector conditions for the existence of a surface with maximum geostrophic wind velocity three geostrophic jet-stream types are derived. The i> max -surface of the gjy is an isobaric-isothermal surface, and the a m a x -surfaee of the gjMaitc CTpytiHoro Tewerraa ™na gJji HBjraeTCH H3o6apHieckH — h s o TepMH^ecKOfi noBepxHOCTbK) h noBepxHOCTb «¿Mane CTpyftHoro TeneiiHH ™ n a gJ2 Hepa3ptiBHo c o c t o h t M3 H30TepM y3o6api«ecKH BKCTpeMajibHoii TeinnepaTypbi. H a noBepxHocra dhskc CTpyiiHoro T646HMH THna gJ% BeKTop reocTpofJinqecKoro BeTpa Bcrojiy HanpaBJieH nepneHflHKyjmpHO k H30iepMaM. 3 t h TpH' rana reocTpoH 0), in dieser Fläche da.g!dp = 0 und unterhalb dc/.gjdp > 0 « 0) — d. h. vg ändert seinen Drehsinn beim vertikalen Durchsetzen der barotropen bzw. quasibarotropen w ?max -Fläche — oder nach (19) ist oberhalb 8Tv/dsp > 0 ( < 0), in der vgmixFläche 8Tv/dsp = 0 u n d unterhalb 8Tv/8sp < 0 (> 0). Nach (19) wechselt demzufolge die geostrophische Temperaturadvektion entlang der Vertikalkoordinate in einer barotropen u n d in einer quasibarotropen vgm&xFläche ihr Vorzeichen, verschwindet somit dort. Dasselbe folgt aus (16) mit (27) u n d (28). I m allgemeinen h a t also die Richtung txg des geostrophischen Windvektors vg entlang p in einer barotropen u n d quasibarotropen « J m a x -Flächc ein E x t r e m u m (d. h. die Drehung 8tx.g/8p h a t dort eine Nullstelle infolge Vorzeichenwechsels), der Betrag vg ein Maximum. I m speziellen Fall ist dagegen entlang der Vertikalkoordinate überall 8agl8p = 0. I n diesem Fall findet unterhalb u n d oberhalb der barotropen bzw. quasibarotropen vmilLFläche bei Vp T v =)= 0 Advektion gleichtemperierter L u f t ( = AgL) statt, während in der Fläche selbst die

d

geostrophische Temperaturadvektion wegen Vp T v = 0 mit — (Vp T v ) =f= 0 verschwindet. Die thermische Advektion im Sinne von advektiver Temperaturänderung ist dann bei

8 T v verschwindet, wenn T v in einer Isobarfläche entweder d eine Konstante ist oder dort ein E x t r e m u m darstellt. I n beiden Fällen bedeutet V® Tv = 0 mit — (V® Tv) 4- 0, dp daß der Vektor \/p Tv entlang der Vertikalkoordinate p seine Richtung u m 180° ändert u n d zwar dort, wo Vp Tv = 0. I n diesem Abschnitt soll der Jetstream-Typ behandelt werden, dessen »J ?max -Fläche eine Isobarfläche u n d gleichzeitig eine Isothermfläche ist. Dieser J e t s t r e a m soll mit g J i bezeichnet werden. Die barotrope u max Fläche des gJt ist dann auch zugleich isostere (isopyknische) und isentrope Fläche. Die Abb. 1 bis 4 zeigen im einzelnen die Verhältnisse, wie sie aus (3), (9) bis (12), (15), (16), (19) u n d (27) mit (28) f ü r den abzulesen sind. Zur besseren Übersicht sind in den Abb. 1 bis 3 die Isothermen eingezeichnet, die (oberhalb u n d unterhalb der « m a x -Fläche des grJj) durch die Horizontal- bzw. Vertikalschnitte mit den Isothermflächen entstehen. I n Abb. 1 u n d 2 sind diese Isothermen zum Schnitt mit den geostrophischen

0

(AwL)

Pj

^

Windvektoren gebracht. Sie zeigen damit (vgl. (18)) das Vorzeichen der geostrophischen Temperaturadvektion an. Die ümax-Fläche des gJi enthält niemals thermische Advektion und zwar deshalb, weil die geostrophische Temperaturadvektion Vp T„ entlang der Vertikalkoordinate in der Isobar-Isotherm-Fläche des gJ\ im allgemeinen das Vorzeichen wechselt. Das ist natürlich unter Beachtung von (16) oder (19) eine Folge von (27) und (28), weil der geostrophische Windvektor in der ümax-Fläche des gJy nicht nur ein Maximum seines Betrages vg hat, sondern im allgemeinen eben auch ein Extremum seiner Richtung a.g, also vg dort seinen Drehsinn in bezug auf die Vertikalkoordinate ändert bzw. bcLgfdp das Vorzeichen entlang p wechselt. Den im vorletzten Absatz des 4. Abschnitts erwähnten Spezialfall zeigt Abb. 3 für den gJi. Im Gegensatz zu Abb. 1 steht in Abb. 3 \Jv Tv unterhalb und oberhalb der Isobar-Isotherm-Fläche des gJi senkrecht auf vg, so daß dort -~vg- XJpTv= 0 bei V P T„ #= 0, d.' h. AgL mit 8vJ8p = 0 (vgl. (19)). Dieser Spezialfall der Abb. 3 hat im besonderen für die thermisch-advektiven Begriffe Konfluenz und Diffluenz Bedeutung (vgl. (30) und (31)). Man beachte, daß in Abb. 1 und 3 die horizontalen Vektoren der vertikalen Windscherung dVgjdp und dvgldz (letztere sind nicht eingezeichnet) nach (3) und (5) entgegengesetzt gerichtet sind. Dementsprechend ist vg + dVg/dp vg+ dvg/dz (beide sind nicht eingezeichnet). Ferner ist in Abb. 1 bei AkL 8ag/dz > 0, (d. h. vg dreht bei Advektion kälterer Luft mit der Höhe nach links) und bei AwL dctgjdz < 0, (d. h. der geostrophische Windvektor dreht mit zunehmender Höhe nach rechts). Die Vorzeichen von do^/tte und dcng/dp sind also entgegengesetzt. Nach Gl. (4) ist 8ot.g/8z = — Qg dv.g/dp. Der Vertikalschnitt der Abb. 4 zeigt, daß in der «max-Fläche des gJi überall \Jp T v = 0 (da diese eine Isobar-Isotherm-Fläche ist), während oberhalb und unterhalb X/p Tv 4= 0. Nach (11) und (12) wird die Richtung VPT,

"warm

Ü dp

PPj

-

Abb. 6. Strahlstromtyp gJ2 in zweimal drei Vertikalschnitten in Richtung der geostrophischen Windvektoren oberhalb, in und unterhalb seiner quasibarotropen f f f m a x -FIäche (vgl. Abb. 5 und Abb. 2).

12

Abb. 7. Strahlstromtyp gJ2 (Spezialfall: Advektion gleichtemperierter Luft = AgL) in drei Horizontalschnitten oberhalb, in und unterhalb seiner quasibarotropen i> ?lnax -Fläche. k — k — k bilden eine Vertikale. = Schnittlinien der Isothermflächen. = Isotherme isobar extremer Temperatur in der quasibarotropen i^ max -Fläche (vgl. Abb. 5 und Abb. 3).

H. Dahler, Drei Jetstream-Typen bei geostrophischer Approximation

ZeitsC

]Lnd ^ft 6 «/? 0 1 0 8 ' 6

Abb. 8. Strahlstromtyp gJ2 (mit V r^v = 0 in seiner quasibarotropen w9max-Fläche) im räumlichen Vertikalschnitt senkrecht zu allen geostrophischen Windvektoren, die in Blickrichtung anzunehmen sind. = Schnittlinien der Isobarflächen, = Schnittlinien der Isothermflächen. Der vertikale Abstand von immer zwei Isobarflächen ist der Schichtmitteltemperatur proportional. [ V p T v ] = Projektion vonVp Tv auf den räumlichen Yertikalschnitt (vgl. Abb. 5 und Abb. 4).

daß in den (sichtbaren) Berührungspunkten bzw. in den (unsichtbaren) Berührungslinien \/pTv = 0 mit d ( T v ) =H 0 ist und auch die Projektion auf den Vertikalschnitt, nämlich [ V P dort die Richtung wechselt (man vergleiche dazu Abb. 5). Da die isobare Normale zur Stromlinie und damit zum geostrophischen Windvektor in der Papierebene der Abb. 8 liegt, so läßt sich aus dieser Abbildung ablesen, daß in der wmax-Fläche des gJ2 8Tv/8np = 0 mit 8 2 T v J8nl 4= 0 und S^TJ'dp 8np 4= 0 (während nach Abb. 4 in der u max -Fläche des gji 8TJ8nP = 0 mit 82Tv/8nj = 0 und d*Tv/8p 8np =# 0). Aus Abb. 5 (insbesondere Mitte links und rechts) ist zu entnehmen, daß in der i>max-Fläche des gJ2 8Tv/8sp = 0 mit 82Tv/8s2p =|= 0 und 82Tvj8p 8sp 4= 0, denn dort ist (entlang der Stromlinie in ein und derselben Isobarfläche) Tv die Temperatur der isobar extremen Isotherme, von denen jede Isobarfläche nur eine enthält (zumindest in einem gewissen Bereich). Im Spezialfall der Abb. 7 verläuft aber die isobar extreme Isotherme in der v max Fläche des gj2 in Richtung des geostrophischen Windvektors, also in Richtung der Stromlinie, so daß dort 8TJ8sp = 0 mit 82Tv/8sj = 0, außerdem ist 82Tv/8p 8sp = 0, da auch oberhalb und unterhalb der ü imax -Fläche dTv/8sp = 0. Wendet man diese Gleichungen und Ungleichungen auf Gl. (19) an, so folgt, daß im allgemeinen Fall der Abb. 5 und 6 in der i>max-Fläche des gJ2 8ag/8p = 0 mit 82ag!8p2 4= 0 und 82a.gl8sp 8p 4= 0. Das bedeutet, daß die geostrophische Temperaturadvektiön überall in der i; max -Fläche des gJ2 verschwindet und zwar deshalb, weil sie sowohl entlang der Vertikalkoordinate als auch entlang der isobaren Stromlinie dort Nullstellen infolge Vorzeichenwechsels besitzt. Der geostrophische Windvektor ändert also entlang p und entlang -sp seinen Drehsinn 8a.gl8p gerade in der i>max-Fläche des gj.2. (In der v max -Fläche des gJi wird der Drehsinn von vg dagegen nur entlang p geändert;) Nach Abb. 7 findet oberhalb, in und unterhalb der «;max-Fläche des gJ2 Advektion gleichtemperierter Luft ( = AgL) statt, da überall 8a.gj8p = 0, d. h. vg dreht entlang der Vertikalkoordinate überhaupt nicht.

7. Die Wmax-Flächc dos geostrophischen Jetstream gJ3 Befassen wir uns in diesem Abschnitt damit, daß der nicht verschwindende isobare Temperaturgradient nach (7) bis(12)in jedem Punkt einer t^ max -Fläche parallel zum geostrophischen Windvektor verläuft.**) Derzu dieser Fläche gehörende geostrophische Jetstream soll mit gJ3 bezeichnet werden. Abb. 9 zeigt 1c, vg und Vj> Tv nach Gl. (11) und Ungl. (12). Nach Gl. (3) steht der (horizontale) Vektor der vertikalen Windscherung 8vg/8p immer senkrecht auf Vp Tv (vgl. Fußnote am Ende des 1. Abschnitts). Die Drehung von vg entlang p ist außerdem mit 8ctgl8p angegeben (vgl. (16) bis (19)). Sowohl auf der linken Seite der Abb. 9 bei Advektion kälterer Lut ( = AkL) als auch auf der rechten Seite bei Advektion wärmerer Luft ( = AwL) dreht Vp T v entlang der Verftikalkoordinate in stärkerem Maße als vg. In der wffmax-Fläche schließen vg und V;> Tv bei AkL einen Winkel von 0° ein (Abb. 9 Mitte links), bei AwL (Mitte rechts) einen solchen von 180° (vgl. Gl. (11))- Der Vollständigkeit halber sind wieder die (virtuellen) Isothermen eingezeichnet, die durch das horizontale Schneiden der schräg im Raum verlaufenden Isothermflächen entstehen. Die Isothermen lassen zusammen mit vg ebenfalls die unterschiedliche Temperaturadvektiön links und rechts (AkL bzw. AwL) erkennen. Abb- 10 zeigt die Schnittlinien der Isothermflächen im Vertikalschnitt durch vg bei AkL (links) und AwL (rechts) (vgl. Abb. 2 und 6). Legt man dagegen einen Vertikalschnitt senkrecht zu allen Vektoren des geostrophischen Windes in, oberhalb und unterhalb der «;?max-Fläche, so ergibt sich Abb. 11. Nach Abb. 9 (Mitte links und rechts) geht dieser Vertikalschnitt durch eine Isotherme der « max -Fläehe des gJ3. Während Vp Tv im gj3 nach Abb. 9 überall von Null verschieden ist, wechselt die Projektion [ V P Tv] von S/p Tv auf den (räum**) Nach (11) ist dann k • (vg x v p Tv) = (lex vg\- v p Tv = vg dT„/8np = 0, d. h. 8Tv/dnv= 0,

Zeitschriftfür^Meteorotogie

jj D a h l e r > Drei Jetstream-Typen bei geostrophischer Approximation

179

VPT,

P 0 ( A w L )

- < 0 ( A k L )

dp

-!! ! P=Pj

daa dp

1'„T,

4f>0 (AwL)

d 9

-O(AkL)

Sk

P

P>Pj

Abb. 9. Strahlstromtyp gJ$ in zweimal drei Horizontalschnitten oberhalb, in und unterhalb seiner ^ m a x -Fläche mit Vpi"„ 4= 0. Der vertikale Einheitsvektor k ist senkrecht auf der Papierebene zu denken und auf den Beschauer gerichtet, k — k'— k links bilden eine Vertikale, ebenso k — k — k rechts (vgl. Abb. 10). 8Vg/dp steht immer senkrecht auf V pTv. Der resultierende Vektor vg f 8vg/dv ist (sechsmal) nicht eingezeichnet. = Schnittlinien der Isothermflächen.

AkL

AwL \

P o /

dT \

>0

— ( f t i ' M a», \ ' 3p)

.

Konfluenz

d. h. unterhalb der «„„„-Fläche des gJi existiert —— 1

^mjn-Fläche existieren, bei starken Strahlströmen genau so wie bei schwachen, woraus sich ableiten läßt, daß die zugehörigen i^ mjn -Flächen in nicht wesentlich verschiedenen oder sogar gleichen Höhen vorkommen. ° U6— in der gesamten Troposphäre statt, so wird in jeder lyiinueiiz i. a > verí?roJi6rD , dann im allgemeinen aber auch Höhe (mit Ausnahme der w max -Flächen des gJ¡ und gJ2) I V» T» I Findet nun bei Existenz einer ü iinax -Fläche

1

"

1

verkleinert

! Vp T„ | = | Vp Tv \ nach Gl. (22) mit p = p ., . Nach (26) und (24) nimmt daher die geostrophische Windgeschwindigkeit in einer ^„^„-Fläche bei troposphärischer Konfluenz zu, bei Diffluenz ab. I n Fortsetzung dieser Überlegung kann somit nicht nur die Verstärkung eines geostrophischen Jetstream durch Konfluenz in der Troposphäre erklärt werden, sondern nach (23), (24) und (26) auch seine Entstehung sowie die gleichzeitige Entstehung einer (geostrophischen) Frontalzone durch Konfluenz. Abschwächung und Auflösung von Strahlstrom und Frontalzone erfolgt gleichzeitig durch troposphärische Diffluenz. Diese Feststellungen lassen sich also aus (23), (24), (26) und (30) bis (33) ableiten und stehen überdies mit der synoptischen Erfahrung in Einklang. Für die verschiedenen Strahlstromtypen dazu folgendes: Beim g Jv wechselt entlang der Vertikalkoordinate überall die geostrophische Temperaturadvektiono ihr Vorzeichen in seiner barotropen vmix-Fläche. In der Isobar-Isotherm-Fläche des g Jl ist XJpTv = () mit — (V„ Tv) = 0 oder 8TJ8sp = 0 mit 82Tv/8np 8sp = 0 oder Sag/dp = 0 mit 82ag/8np 8p = 0, Das ist in Übereinstimmung mit dem letzten Absatz über den g Jt im Anschluß an (30) und (31). Zweiseitige bzw. zweifache Konfluenz und Diffluenz ist in der Troposphäre (und ebenso oberhalb der » ?max -Fläche) beim g J t deshalb möglich, weil nach Abb. 1 und 3 entlang der Strömungsnormalen die Anordnungen AwL — AgL — AkL und AkL — AgL — AwL eintreten können. In einem räumlichen VertikalsGhnitt durch die Substratosphäre und Troposphäre senkrecht zu den geostrophischen Windvektoren sind daher beiderseits der barotropen i>max-Fläche des gJ¡ dann die Räume mit AwL einerseits und die mit AkL andererseits diagonal angeordnet und zwar sowohl bei zweiseitiger bzw. zweifacher Konfluenz als auch bei zweiseitiger bzw. zweifacher Diffluenz (vgl. [3], Abb. 1 oder [2], Abb. 3). Die quasihorizontale Trennschicht ist dabei die v max -Fläche des gJ¡ und die quasivertikale Trennschicht die schmale Zone mit AgL (schmal im Vertikalschnitt senkrecht zu den geostrophischen Windvektoren). Ein Übergang von Konfluenz zu Diffluenz (und umgekehrt) ist beim gJi möglich, da bei immer kleiner werdender thermischer Advektion zu einem gewissen Zeitpunkt bzw. in einem gewissen Bereich überall AgL eintreten kann (vgl. Abb. 1 und 3) und dann ein Anwachsen der geostrophischen Temperaturadvektion mit umgekehrtem Vorzeichen. Dieser Hinweis ist wichtig, weil in der Atmosphäre die großiäumigen Windgeschwindigkeiten einem dauernden (zeitlichen und räumlichen) Wechsel unterliegen, was somit zunächst für den Strahlstromtyp gJ4 erklärt werden kann (vgl. (24) und (26)).*) Beim Jetstream-Typ gJi liegen die Verhältnisse anders. Nach (30) und (31) ist bei Konfluenz und Diffluenz u. a.

*) Im übrigen wird bei mit den Isotherm- und Isobarflächen im besonderen auch die barotrope v max -Fläche stärker Ditnuenz desff/j —j-——r— geneigt, so daß sich dementsprechende Vertikalbewegungen dieser Fläche ergeben. Bei zweiseitiger bzw. sen waener zweifacher rol. 16 (1962), 206.)

existiert dabei eine Drehachse, die keine Vertikalbewegung ausführt. (Vgl. auch W. Häuser, Z. Meteo-

184

108 6 2T:Heft T/™ '

H. D a h l e r , Drei Jetstream-Typen bei geostrophischer Approximation

In der i>max-Fläche des gJ2 ist nach Abb. 5 bis 8 (infolge Richtungswechsel von \/PTv koordinate) S7PTV=

entlang der Vertikal -

0 mit ^ ( V P Tv) 4= 0 und daher nach (16), (18) und (19) 8ag/8p = 0 mit 82oLg/8p2 4= 0.

Nur im Spezialfall der Abb. 7 mit vg senkrecht zu \Jp Tv ist 8ag/8p = 0 mit 82 aJ8p2 = 0. Nach (34) und Abb. 8 ist dann in der quasibarotropen ü max -Fläche des gJ2 bei Konfluenz immer 8'2ag/8np8p < 0 und bei Diffluenz immer 82ag, ¡8np dp > 0 (während in der barotropen « max -Fläche des gJj nach Abb. 4 bei Konfluenz und Diffluenz 82cng/8np 8p = 0), wobei zu beachten ist, daß die isobare Normale zur Stromlinie in der Papierebene der Abb. 8 (bzw. Abb. 4) liegt. Nach Abb .8 ist nämlich 82ag/8np8p < 0, wenn oberhalb der » max -Fläche des gJ2 AwL (mit 8ag/8p > 0) existiert und diese AwL entlang np in Richtung auf die fl5max-Fläche abnimmt (und zwar bis zum Verschwinden, da in dieser Fläche 8ag/8p = 0) und unterhalb der i) max -Fläche des gJ2 AkL (mit 8ag/8p < 0) vorhanden ist und diese AkL in Richtung der (positiven) isobaren Normalen — also in Abb. 8 nach links unten — zunimmt. Bei Diffluenz nimmt nach Abb. 8 oberhalb der i>max-Fläche des gJ2 die AkL (mit 8agj8p < 0) entlang der (positiven) isobaren Normalen ab, in der quasibarotropen ii^^-Fläche existiert AgL (mit 8ag/8p = 0) und unterhalb der Fläche ist AwL (mit 8agl8p > 0) vorhanden, die entlang np zunimmt. Soweit Konfluenz und Diffluenz innerhalb der quasibarotropen i>max-Fläche des gJ2, die nach (34) nur d2a dort durch J v* - — ~ < 0 bzw. > 0 (bei gleichzeitig verschwindender geostrophischer Temperaturadvektion) dargestellt werden kann. (Beim gJi gilt (34) nur unterhalb seiner v max -Fläche.) Da der dritte Term der rechten Seite von (34) oberhalb und unterhalb der i>max-Fläche des gJ2 (zumindest im allgemeinen) dem Betrage nach größer ist als die Summe der ersten beiden Terme, so ergibt sich für den AwL

gj2: Wenn oberhalb der u max -Fläche des gJ2 ^ ^

unc

AkL

^ unterhalb ^ ^

in der quasibarotropen ^ m a x -Fläche

also AgL — vorhanden ist und dabei die geostrophische Temperaturadvektion in Richtung der (positiven) isobaren Normalen oberhalb der v max -Fläche des gJ2 abnimmt und unteihalb zunimmt, so handelt es sich um Konfluenz . Konfluenz . , ,. , T , _ , . Da bei dieser —75 die Neigung der Isothermflachen und gleichzeitig auch die der Isobarflächen Diffluenz Diffluenz zunimmt Konfluenz . . . größer

, so wird überall dort, wo —:

abnimmt '

Diffluenz

existiert, die geostrophische Windgeschwindigkeit >

&

v

5

5

.

kleiner

Eine (auf der u max -Fläche des gJ2 annähernd senkrecht stehende) schmale Trennschicht mit AgL bei Konfluenz und Diffluenz (wie beim gj^) gibt es also beim gJ2 nicht, dementsprechend bei Konfluenz und Diffluenz auch keine diagonale Anordnung der Räume mit AwL und AkL im Vertikalschnitt senkrecht zu den geostrophischen Windvektoren. Die Trennschicht mit AgL zwischen AwL und AkL bei Konfluenz und Diffluenz besteht vielmehr beim gJ2, wie erwähnt, nur aus seiner quasibarotropen v max -Fläche. Der Wechsel von Konfluenz zu Diffluenz (und damit von zunehmender zu abnehmender Windgeschwindigkeit) kann auch beim gJ2 erklärt werden und zwar mit den Abb. 5 bis 8, insbesondere mit Abb. 7. Beim Übergang von Konfluenz zu Diffluenz geht nämlich oberhalb der quasibarotropen Fläche des gJ2 die AwL über eine AgL in AkL über und unterhalb dieser Fläche ist gleichzeitig AkL —»• AgL —> AwL anzunehmen. Das Umgekehrte läßt sieh ableiten, wenn Diffluenz in Konfluenz übergeht, d. h. wenn im weiteren Bereich der u max -Fläche des gJ2 die geostrophische Windgeschwindigkeit nicht mehr abnimmt, sondern wieder zunimmt. Da im Gegensatz zu Abb. 4 (¡7/1) die i>max-Fläche des gJ2 nach Abb. 8 die (in der Atmosphäre sehr schwach geneigten) Isobarflächen schneidet, so ist es möglich, daß diese « emax -Fläche sich bis in die untere Troposphäre erstreckt. Nach Abb. 11 könnte dieses Herabreichen der ^ m a x -Fläche bis in die untere Troposphäre allerdings auch für den ¡7J3 zutreffen. I m Gegensatz zum gJ2 dreht aber beim gJ3 unterhalb seiner v max -Fläche (nach Abschnitt 7) Vp T v um mehr als 90°, was für Schichten von geringer Vertikalerstreckung in der unteren Troposphäre, insbesondere in Erdbodennähe kaum zu erwarten ist. Auch zweiseitige bzw. zweifache Konfluenz und Diffluenz läßt sich beim gJ3 kaum ableiten, dagegen erscheint einseitige bzw. einfache Konfluenz und Diffluenz möglich. Dementsprechend ist die Entstehung und Auflösung eines geostrophischen Jetstream vom Typ gj3 ohne gJi oder gJ2 schlecht vorstellbar, wohl aber die seitliche Verlagerung des gj3 und zwar bei AkL nach rechts (auf der nördlichen Hemisphäre) und bei AwL nach links. Bei AkL im Bereich des gj3 einschließlich seiner t>maxFläche ist nämlich auf der rechten Seite einseitige Konfluenz und auf der linken Seite einseitige Diffluenz anzunehmen (Verlagerung des gj3 nach rechts), und bei AwL ist umgekehrt auf der linken Seite des gj3 einseitige Konfluenz und auf der rechten Seite einseitige Diffluenz vorhanden (Verlagerung des gj3 nach links). Falls beim gj3 die thermische Advektion — vg • S/p Tv (AkL oder AwL nach Abb. 9) entlang der Vertikalkoordinate in seiner n max -Fläche ein Maximum besitzt, stehen nicht nur Vp Tv und 8vg)8p nach (3) aufeinander d senkrecht, sondern dort auch — (XJv T v ) und v f .

ZeitS

Band 22r3^fte6°/70l0SiC

H

- D a h l e r , Drei Jetstream-Typen bei geostrophischer Approximation

185

10. Ist die geostrophische Behandlung des Jetstrcam-Problcms sinnvoll? Diese Frage müßte nach dem Vorhergehenden eigentlich schon bejaht werden, da dort das Entstehen und Verstärken eines Strahlstroms durch Konfluenz erklärt werden konnte u n d ebenso sein Abschwächen und Auflösen durch Diffluenz, zumal die geostrophische Windgeschwindigkeit in Strahlstromhöhe nach der additiven geostrophisehen Windgleichung (24) hauptsächlich eine Funktion des mittleren isobaren Temperaturgradienten der Troposphäre bzw. der Schicht t; m a x -Fläche/Erdboden ist. Wesentlich bei dieser Betrachtungsweise ist, daß beim J e t s t r e a m der (in der Horizontalen u n d Vertikalen wechselnden) geostrophisehen Temperaturadvektion offenbar große Bedeutung zukommt. Gerade dieser Gesichtspunkt läßt sich weiter ausbauen, zumal die entgegengesetzten advektiven Temperaturänderungen beiderseits der i> max -Flächen des g Jt und g J2 eine Erklärung f ü r die seit langem bekannte troposphärisch-stratosphärische Temperaturkompensation darstellen, jedenfalls soweit diese kurzfristig u n d außertropisch ist. Da in Strahlströmen mit barotroper und quasibarotroper t^ m a x -Fläche (grjt bzw. gJ2) nach Abb. 1 u n d 5 (sowie Abb. 3 und 7) der isobare Temperaturgradient entlang der Vertikalkoordinate in der i; smax -Fläehe seine Richtung u m k e h r t (so daß dort \/pTv= 2

2

0 mit

(\/p

Tv) =j= 0 oder nach (27) und (28) Sv^/dp = 0 mit

8 vg/8p =)= 0), so existiert bei Konfluenz (oberhalb und unterhalb der w imax -Fläche) beim gJy auf der rechten (troposphärisch warmen) Seite der Strömung AwL unterhalb seiner barotropen ^ m a x - F l ä c h e und zugleich AkL oberhalb dieser Fläche. Bei Diffluenz beiderseits der i,^ max -Flächc findet man den gleichen Vorgang auf der linken (troposphärisch kalten) Seite der Strömung des gJt. Das stellt aber in beiden Fällen einen statischen Labilisierungsvorgang dar ([4], 295), der zur Erklärung der Clear-air-turbulence („CAT") zumindest beitragen kann. Dabei wird die horizontale oder isobare Windscherung, die auf der linken Seite größer ist als auf der rechten Seite der Strömung, f ü r die Auslösung der durch statische Labilisierung beeinflußten oder verursachten CAT eine Rolle spielen, so daß die CAT bei Diffluenz besonders begünstigt erscheint. Zu beachten ist, daß die vertikale Windscherung in der barotropen « m a x -Fläche des gJt infolge Richtungswechsels verschwindet (vgl. Abb. 1). Umgekehrt findet auf der linken Seite der Strömung bei Konfluenz und auf der rechten Seite bei Diffluenz wegen AwL oberhalb von AkL im Bereich der barotropen « m a x -Fläche des gJt statische Stabilisierung statt. Die Entstehung von CAT ist daher links bei Konfluenz uud rechts bei Diffluenz — unter dem Gesichtspunkt der statischen Labilisierung — nicht begünstigt. Bei Diffluenz im Bereich der quasibarotropen t> max -Fläehe des gj2 findet unterhalb dieser Fläche überall AwL, oberhalb überall AkL statt, was wieder labilisierend wirkt und somit CAT begünstigt, während der umgekehrte Vorgang (Konfluenz) statische Stabilisierung im gesamten Bereich der « m a x -Fläche des gJ2 erwarten läßt. D e n k t man sich mit dieser (oberhalb u n d unterhalb der barotropen u n d quasibarotropen ?; max -Flächen des g,Jy bzw. gJ2) bei Konfluenz u n d Diffluenz gegenläufigen geostrophisehen Temperaturadvektion großräumige Vertikalbewegungen verbunden — die es allerdings in einer Atmosphäre mit n u r geostrophischem Wind nicht gibt — und zwar in dem Sinne, daß AwL mit Aufgleiten u n d AkL mit Abgleiten gekoppelt ist (vgl. [5], 36, 41), so ergäben sich auch gegenläufige Vertikalbewegungen, die in den beiden «^„.„¡-Flächen d a n n verschwinden können. Die v m a x -Fläche des gJi u n d ebenso die des gJ2 würde also bei Konfluenz und Diffluenz zur Nullfläche (Nullschicht im Sinne von H. Faust, vgl. [7], [2]) werden. Ganz anders sind die Verhältnisse beim Jetstream-Typ gJ3. Da in der « m a x -Fläche des gJ3 nach Abb. 9 — vg • V P T v = + flpmax | Vp T v , so k a n n die geostrophische Temperaturadvektion in dieser Fläche (und in einem gewissen Bereich beiderseits) groß werden. Damit können dann dort thermisch-advektiv bedingte (großräumige) Vertikalgeschwindigkeiten von der Größenordnung cm/s oder sogar m/s erklärt werden, aber eben nur beim gj3. Ist durch Konfluenz ein J e t s t r e a m vom Typ gji oder gJ2 entstanden, so wird dieser nach Abschnitt 8 in einen gJ3 übergehen können. Nach dem vorletzten Absatz des ,9. Abschnitts kann sich dann beim gJ3 bei AkL in der Troposphäre, ^ m a x - F l ä c h e und Substratosphäre einerseits ein hochreichender Höhentrog ausbilden u n d bei durchgehender AwL andererseits ein Höhenhochkeil entstehen. Über einen größeren R a u m betrachtet ist sogar beides gleichzeitig möglich. Falls das relativ schnell bzw. intensiv erfolgt ( d . h . j V ? T v \ im weiteren Bereich der i> max -Fläche des gJ3 groß genug ist), wird das als Umsteuerung der Wetterlage oder Großwetterlage angesehen werden können. Da eine derartige Umsteuerung durch den gJ3 ein seltenes Ereignis ist, haben H. Faust u n d Mitarbeiter die durchgehende troposphärisch-substratosphärische AkL oder AwL in ihren statistischen Arbeiten nicht entdeckt, ganz abgesehen davon, daß der J e t s t r e a m einschließlich Nullfläche bzw. Nullschicht von ihnen nicht als thermisch-advektives Problem betrachtet wird ([7]). Beim Mäandrieren werden vermutlieh alle Strahlstromtypen beteiligt sein. Das sind Beispiele f ü r den Erkenntniswert von mathematischen u n d gedanklichen Ableitungen aus der Gleichung des geostrophisehen Windvektors, wenn noch einige Gesichtspunkte aus der Erfahrung des Synoptikers (und damit aus einer nicht geostrophisch approximierten Atmosphäre) verwendet werden. Neu ist, daß sich das auch auf den Strahlstrom anwenden läßt, der allgemein als ausgesprochen ageostrophisches

186

H. D a h l e r , Drei Jetstream-Typen bei geostrophischer Approximation

Zeite

Bmd\TH"ft6/7 0 l 0 8 i e

Problem angesehen wird. Diese Ageostrophie hängt aber — zumindest: auch — mit den erwähnten gegenläufigen thermisch-advektiv bedingten Vertikalbewegungen beiderseits einer barotropen und quasibarotropen vgmixFläche bei Konfluenz und Diffluenz zusammen und ebenso mit den Neigungsänderungen der Isobarflächen bei Konfluenz und Diffluenz nach (30) bis (33). Die wirkliche Atmosphäre ist keine beschleunigungsfreie Atmosphäre, es findet im Gegenteil ein dauernder Wechsel zwischen Erzeugung und Vernichtung von kinetischer Energie statt, sie enthält Vertikalkomponenten des Windvektors. In einer folgenden Arbeit soll das Jetstream-Problem mit Einschluß der Beschleunigungen bzw. der Ageostrophie behandelt werden, der geostrophisch approximierte Wind in den Formeln nicht mehr allein erscheinen. Waren in der vorliegenden Studie aus den Vektor-Bedingungen (11) und (12) für die Existenz einer v ?max -Fläche neue Erkenntnisse abgeleitet worden, so soll auch in der sich anschließenden Untersuchung ebenfalls nicht von den thermisch-advektiven Begriffen Konfluenz und Diffluenz ausgegangen werden.

Literatur [1] Reiter, E. R., Meteorologie der Strahlströme (Jet Streams), Springer-Verlag, Wien 1961 [2] Dahler, H., Ageostrophisohe Strömungseffekte bei Konfluenz und Diffluenz. Meteorol. Rdsch. 16 (1963), 57—64. [3] Dahler, H., Einige zentrale Probleme aus der Dynamik der Atmosphäre in neuer Sicht durch Anwendung der thermischadvektiven Begriffe Konfluenz und Diffluenz. Z. Meteorol. 17 Suppl. (1963-65), 69-89. [4] Dahler, II., Labilisierung und Gewitterbildung durch thermische Advektion. Z. Meteorol. 18 (1966), 293—301. [5] Dahler, H., Neue Resultate zu den Problemen Frontalzone/Jetstream und Zyklogenese durch Kombination theoretischer und empirischer Erkenntnisse. Arch. Met. Geoph. Biokl. A, 17 (1968), 3 0 - 6 0 . [6] Haitiner, Q. J., und F. L. Martin, Dynamical and Physical Meteorology. McGraw-Hill Book Company, New York/Toronto/ London 1957. [7] Faust, H., Der Aufbau der Erdatmosphäre (Die Wissenschaft, Bd. 127). Vieweg und Sohn, Braunschweig 1968

Anschrift:

Dr. Hermann Dahler, Meteorologischer Dienst der DDR, Institut für Großwetterforschung, 15 Potsdam, Telegrafenberg

551.515.31

Bemerkung zu H. Dahler's „Ein Beitrag zur Frage des Entstehens von Tornados" Von R. Nestle H. Dahler [1] hat in der Zeitschrift für Meteorologie einen Beitrag mitgeteilt zur Frage der Entstehung des Tornados vom 10. 7. 1968 im Räume von Pforzheim. D. weist mit Recht darauf hin, daß aus Rückdrehung (Linksdrehung) des Windes mit der Höhe, auch nur in einzelnen Zwischenschichten, auf Advektionen kühlerer Luftmassen geschlossen werden kann. Auf Grund des zeitlichen und vertikalen Verlaufs der Höhenwinde der Aerologischen Station Stuttgart, die knapp südlich der verlängerten Bahn des Tornados liegt, glaubt D. nachweisen zu können, daß in der Höhe vorauseilende Kaltluft, also präfrontale Kaltluftadvektionen die auslösende Ursache des Tornados gewesen sein könnte. Es könne deshalb nicht von einem „warmluftinternen Vorgang" gesprochen werden, wie ich es in meinem Bericht [2] getan hatte. Dazu möchte ich folgendes bemerken. Ich stimme mit D. überein, daß am Vormittag des 10. Juli die Luftmassenschichtung, wie es sich aus den Höhenwinden ergibt, nicht einheitlich war (die Zufuhr subtropischer Warmluft hatte ihren Höhepunkt noch nicht erreicht). Zwischen 12 Uhr und 18 Uhr wurde die Schichtung jedoch deutlich einheitlicher. Die Windrichtung hat vom 12 Uhr Höhenwind zum 18 Uhr Höhenwind in allen Schichten ab 800 mb, mit, Ausnahme von 700 mb, in welcher die Richtung gleichgeblieben ist, eine leichte Rechtsdrehung gemacht. Außerdem verringerte sich zwischen 600 mb und 500 mb die im 12 Uhr Höhenwind gemessene Linksdrehung von 20 Grad im 18 Uhr Höhenwind auf eine solche von 10 Grad. Dies entspricht der im Laufe des Nachmittags verstärkten Zufuhr subtropischer Warmluft in Übereinstimmung mit der Wetterkarte. Die im 18 Uhr Höhenwind zwischen 600 mb und 500 mb verbleibende Linksdrehung des Windes um 10 Grad wird auch von D. als wenig markant bezeichnet. Als besonders auffällig und für eine starke thermisch-advektive Labilisierung sprechend wertet D. die Linksdrehung des Windes von 800 mb auf 700 mb um 20 Grad im Null Uhr Höhenwind vom 11. Juli 1968 (diese Windmessung erfolgte also nach Durchzug des Tornados). Es ist kein Zweifel, daß hieraus auf die Advektion kühlerer Luft geschlossen werden kann; hier spricht jedoch der Höhenwind, der ja erst nach Durchzug des Tornados und nach verbreiteter Gewittertätigkeit in der feuchtlabilen Warmluft gemessen wurde, nicht auf vorauseilende Kaltluft an, sondern auf die zwischen 18 Uhr und Null Uhr durch feuchtlabile Umlagerungen bei verbreiteter Gewittertätigkeit gebildeten Schichten kühlerer Luftmassen, die ihrerseits zur Auslösung des Tornados beigetragen haben können. Auch W. Laun [3] weist in seiner Arbeit über Ursachen der Tornados darauf hin, welche entscheidende Bedeutung den durch feuchtlabile Umlagerungen, durch Verdunstung durchfallenden Niederschlags und durch Strahlungsabkühlung an etwaigen Wolkenobergrenzen entstehenden Schichten kühlerer Luftmassen für die Auslösung eines Tornados zukommt. So scheint mir meine Bemerkung, daß es sich bei dem Tornado vom 10. 7. 1968 um einen warmluftinternen Vorgang gehandelt habe, nicht widerlegt zu sein. Im übrigen besteht kein Zweifel darüber, daß die von D. angeregten Höhenwindbetrachtungen Bestandteil ähnlicher Untersuchungen sein müssen. Literatur [1] Dahler, H., Ein Beitrag zur Frage des Entstehens von Tornados. Z. f. Meteor. 21, 2 9 3 - 2 9 5 (1970). [2] Nestle, R., Der Tornado v o m 10. 7. 1968 im Raum Pforzheim. Meteor.-Rdseh. 22, 1 - 3 (1969). [3] Laun, W.: Tornados und ihre Ursache. Meteor.-Rdsch. 23, 4 7 - 4 8 (1970)

Anschrift: Dr. R. Nestle, 7 Stuttgart-Möhringen, Tailfingerstraße 30

188

H. Dahler, Entgegnung auf vorstehende Bemerkung von R. Nestle

Zeit3

^r^|{e^ologie 551.515.31

Entgegnung auf vorstehende Bemerkung von R. Nestle Von H. Dahler Wie aus der Höhenwindtabelle in der Zeitschrift für Meteorologie 21 (1970), 294 hervorgeht, erfolgte am 10. 7. 1968 0 Uhr bis 11. 7. 0 Uhr anscheinend anhaltend oberhalb von 850 mb eine Advektion -wärmerer Luft, darüber in wechselnden Höhen (hauptsächlich in der mittleren Troposphäre) eine Advektion kälterer Luft. Daraus darf man den Schluß ziehen, daß es sich bei dieser thermisch-advektiven Labilisierung nicht um einen warmluftinternen Vorgang gehandelt hat, sondern wahrscheinlich um eine präfrontale Abkühlung oberhalb der advektiven Erwärmung durch subtropische Warmluft. Wie schon 1966 und 1967 in dieser Zeitschrift ausgeführt, ist offenbar nicht nur die Advektion kälterer Luft in der Höhe (meist in der mittleren Troposphäre) für die zur Gewitterbildung führende Labilisierung von Bedeutung, sondern ebenso die gleichzeitige Advektion wärmerer Luft in der unteren Troposphäre. I m besonderen gilt das auch für die thermischadvektive Labilisierung am 1 1 . 7 . 1968 um 0 Uhr in der Schicht 700/850 mb, auf die 1970 (im Zusammenhang mit dem Tornado) deshalb aufmerksam gemacht wurde, weil sowohl die advektive Erwärmung in der Schicht 800/850 mb als auch die advektive Abkühlung in der darüber liegenden Schicht 700/800 mb außerordentlich groß waren. Die von W. Laun angeführten Punkte können hier kaum zur Erklärung angeführt werden. Zu erwähnen wäre noch, daß mit einem „Temp" oder einem 12-bzw. 24 stündigen Temp-Vergleich die advektiven Temperaturveränderungen in den verschiedenen Schichten dann kaum nachgewiesen werden können, wenn eine starke konvektive Durchmischung der troposphärischen Schichten (insbesondere durch Gewittertätigkeit) stattgefunden hatte. Beispielsweise kann es sogar so sein, daß eine relativ dünne Schicht mit anhaltend advektiver Abkühlung noch eine leichte Erwärmung im Temp-Vergleich zeigt, wenn in benachbarten Schichten eine ausreichend große advektive Erwärmung vor oder während der konvektiven Durchmischung erfolgt war. Noch ein Wort zur Terminologie: E s ist üblich, von Rückdrehen und Rechtsdrehen des Windes zu sprechen, wenn die Windrichtung eine Funktion der Zeit ist, dagegen von Links- und Rechtsdrehen, wenn die Windrichtung von der Vertikalkoordinate abhängt. Die thermische Advektion bezieht sich nur auf letztere Begriffe. Anschrift: Dr. H. Dahler, Meteorologischer Dienst der DDR, Institut für Großwetterforschung, 15 Potsdam, Telegrafenberg

551.589.1 551.582.2

Die Temperaturunbestimmtheit der Großwettertypen und die Temperatur- und Großwetterlagenunbestimmtheit im Winter Von Th. Günther Mit 3 Abbildungen

Zusammenfassung: Aus den Temperaturdaten der 70-jährigen Klimareihe von Halle/S. (1899—1968) und den Angaben über die Großwetterlagen für alle Tage des gleichen Zeitraumes wurde die Temperaturunbestimmtheit der Großwettertypen, die Temperaturunbestimmtheit der Pentaden und die Großwetterlagenunbestimmtheit der Pentaden des Winterabschnittes (Dezember bis Februar) berechnet. Die Ergebnisse werden verglichen und diskutiert. Summary: The 70-year Halle/S. temperature record (1899—1968) and the data on „Large-scale Weather Patterns" for all days of the same period are used to compute the temperature indétermination of „Types of the Large Scale Weather Patterns", the temperature indétermination of the pentads and the indétermination of the „Large-scale Weather Patterns" for pentads of the winter season. The results are compared and discussed.

I n der Klimatologie ist man gegenwärtig bemüht, das in den Archiven langjährig gesammelte meteorologische Beobachtungsmaterial nach mathematisch-statistischen Methoden neu zu bearbeiten und objektive Maßzahlen zu entwickeln. Die Notwendigkeit hierfür ergibt sich einerseits daraus, daß eine Charakterisierung klimatischer Verhältnisse allein mit Hilfe klimatologischer Normalwerte nicht ausreichend ist und andererseits aus der Forderung einiger Disziplinen der Meteorologie nach statistisch-klimatologischen Informationen mit entsprechenden Wahrscheinlichkeitsaussagen. In verschiedenen Wissenschaftszweigen werden in letzter Zeit mit Erfolg bestimmte statistische Probleme mit Hilfe der Informationstheorie gelöst. Auch in der meteorologischen Statistik werden Elemente der Informationstheorie immer häufiger verwendet. So wird zum Beispiel der Begriff der statistischen Entropie von Wahl [10] und Suzuki [9] zur Lösung von Vorhersageproblemen herangezogen, Bagrov [1, 2] benutzt ihn als ein Hilfsmittel zur Beschreibung der Gleichartigkeit und Verschiedenartigkeit von zwei meteorologischen Feldern. Czelnai, Desi, Rakoczi [4] betrachten die statistische Entropie als eine objektive Größe zur Charakterisierung der Struktur meteorologischer Felder und verwenden sie als Parameter für die Bestimmung der optimalen Dichte von meteorologischen Beobachtungsnetzen. Olberg [7, 8] untersuchte das statistische Verhalten des horizontalen Windvektors und definierte mit Hilfe der monatlichen Informationsentropie dessen Beständigkeit. In der vorliegenden Untersuchung soll die statistische Entropie als Maßzahl zur Charakterisierung der Temperaturinformation der Großwettertypen dienen. Mit Hilfe der statistischen Entropie läßt sich zum Beispiel für einzelne Zeitabschnitte des Jahres (Pentaden, . . Jahreszeiten) feststellen, bei welchen Großwettertypen die Tagesmitteltemperaturen mit größerer Wahrscheinlichkeit einigen wenigen Temperaturklassen angehören und bei welchen Großwettertypen sich die einstellenden Temperaturen in ihrer Häufigkeit gleichmäßiger auf mehrere Temperaturklassen verteilen. Ergänzend zu den witterungsklimatologischen Untersuchungen von Bürger [3] könnten durch Berechnung der statistischen Entropie noch einige zusätzliche Informationen gewonnen werden. Für klimatologische Betrachtungen kann weiterhin die Kenntnis über die in den Pentaden des Jahres zu erwartende Temperaturunbestimmtheit und Wetterlagenunbestimmtheit von Interesse sein. An Hand pentadenweise berechneter Werte der statistischen Entropie besteht die Möglichkeit, zeitliche Änderungen zu verfolgen und signifikante Abweichungen im statistischen Verhalten der Tagesmitteltemperaturen und der Großwetterlagen zu erkennen. Für die in unserem Fall vorliegenden diskreten Häufigkeitsverteilungen benutzt man als Informationsmaß die statistische Entropie in der Form m 11= JJpihipi, ¡=i wobei Pi die Wahrscheinlichkeit dafür ist, daß die untersuchte Zufallsgröße einen bestimmten Wert annimmt; In ist der natürliche Logarithmus, es können aber auch andere logarithmische Systeme verwendet werden. Wird „In" benutzt, dann ist die Einheit der statistischen Entropie nit = natural digit. Die Größe H charakterisiert den Grad der Unbestimmtheit eines Ereignissystems, das m Arten von möglichen Ausgängen mit den entsprechenden Wahrscheinlichkeiten pit p2, . . ., pm besitzt. Dabei bedeutet jede Abnahme von H einen Gewinn an Kenntnis, somit Zunahme an Informationsgehalt. Einige wesentliche Eigenschaften der statistischen Entropie H seien hier nochmals kurz erwähnt. Die Entropie von einem Ereignis, welches mit Bestimmtheit eintritt, ist gleich Null, d. h. die Entropie eines Systems von Ereignissen wird gleich Null, wenn e i n e der Wahrscheinlichkeiten Pf (i = 1, 2, . . ., m) gleich Eins ist und die anderen alle gleich Null sind. Die größte Un-

ISO

Th. G ü n t h e r , Die Temperaturunibestimmtheit bei Großwettertypen

5 i e i t s

^^^S^0108'6

bestimmtheit in einem Ereignissystem wird erreicht, wenn die Wahrscheinlichkeiten von allen möglichen Ausgängen gleich sind. F ü r = p2 = • • • = fm = 1/m wird m H

=

-

2J i

pi\npi

=

lnm

=

#

m a x

.

=1

J e nach dem Grad der Unbestimmtheit eines Ereignissystems n i m m t die Entropie Werte zwischen diesen beiden Extremwerten Null u n d / / m a x an. Die Berechnungen f ü r die vorliegende Untersuchung wurden auf der Grundlage langjähriger täglicher Temperaturbeobachtungen (1899—1968) f ü r die Station Halle (Saale) durchgeführt. Die Angaben über die tägliche Großwetterlage wurden dem Katalog der Großwetterlagen Europas [5] entnommen. Nach objektiven kinematischen Gesichtspunkten definierte Höhenwetterlagen, wie sie z. B. von Maede [6] klassifiziert wurden, konnten f ü r diese Untersuchung nicht herangezogen werden, da f ü r den notwendigen langen Zeitraum keine entsprechenden Unterlagen verfügbar waren. Der erhebliche Zeitaufwand f ü r die Rechenarbeit ließ es vorerst nur zu, die Berechnungen f ü r eine Jahreszeit auszuführen. Ausgewählt wurde der Winterabschnitt vom 27. November bis 1. März (19 Pentaden).

Die Temperaturunbestimmtheit der Großwettertypen im Winter in Halle (Saale) Zur Berechnung der statistischen Entropie wurden die benötigten Wahrscheinlichkeiten Pi durch die empirischen Wahrscheinlichkeiten Nt/N (relative Häufigkeit) approximiert. IV; ist die Zahl der Fälle, in denen die Tagesmitteltemperatur der Tage mit dem betreffenden Großwettertyp in die i-te Temperaturklasse fällt. N ist die Gesamtzahl der Tage mit dem betreffenden Großwettertyp. Diese Untersuchung beschränkt sich auf Großwettertypen, in denen mehrere verwandte Großwetterlagen unter Berücksichtigung der Zirkulationsform u n d der hauptsächlichen Richtung der L u f t z u f u h r zusammengefaßt wurden [5]. Dies war notwendig, u m ein genügend großes Kollektiv zu erhalten. Entsprechend der Schwankungsbreite der Tagesmitteltemperaturen in den Wintermonaten wurden sechs Temperaturklassen (i = 1, . . ., 6) festgelegt: ( < — 10,0 °C), (— 10,0 ° bis - 5,1 °C), ( - 5,0° bis - 0,1 °C), (0,0° bis 4,9 °C), (5,0° bis 9,9 °C), ( ^ 10,0 °C). Die statistische Entropie errechnet sich dann nach der Gleichung II

=

-

£

N i / N l n . Ni/N

= In

N

-

—

¿ ^ l n i ^ .

Die Anschaulichkeit der Ergebnisse wird erhöht, wenn man die berechnete Größe H im Verhältnis zur maximalen Entropie H m i x betrachtet. H m a x wird in unserem speziellen Fall erreicht, wenn sich f ü r alle sechs Temperaturklassen die gleiche empirische Wahrscheinlichkeit ergibt. Die relative Entropie H l e l = H/HmiLX schwankt zwischen dem Wert Null u n d dem Wert Eins. I n der Abbildung 1 ist die Temperaturunbestimmtheit der Groß wettertypen an der Station Halle (Saale) in der Reihenfolge ihrer Zunähme f ü r den Winterabschnitt (Dezember—Februar) dargestellt. Der Wert HsA ist f ü r die Großwettertypen NW, W u n d TM am kleinsten, d. h. die Tagesmitteltemperaturen können bei diesen Großwettertypen mit größerer Wahrscheinlichkeit in einem engeren Temperaturbereich erwartet werden als zum Beispiel an Tagen mit den Großwettertypen SE, E u n d HM. F ü r die letztgenannten Großwettertypen läßt sich keine eindeutige Lufttemperaturcharakteristik angeben, da die Temperaturen in mehreren Temperaturklassen mit ähnlicher Häufigkeit auftreten. So können

Abb. 1. Temperaturuiibestimmtheit der Großwettertypen im Winter (Halle/Saale 1899-1968)

z. B. f ü r den T y p SE Temperaturen im Bereich von — 10,0° bis + 5,0 °C mit nahezu gleicher Wahrscheinlichkeit erwartet werden. I m Gegensatz zu den Großwettertypen NW, W u n d TM, f ü r die mit einer relativ straffen Beziehung zwischen den mittleren Strömungsverhältnissen der Troposphäre und den Temperaturverhältnissen der unteren Luftschicht gerechnet werden kann, läßt sich eine solche Beziehung f ü r die Großwettertypen SE, E u n d H M nicht finden. Bei diesen Großwettertypen spielen die Ein- u n d Ausstrahlungsbedingungen am Ort bereits eine wesentliche Rolle.

Zeitschriftfür^Meteor^jlogie

Th

öünthel

. ; D i e Temperaturunbestimmtheit bei Großwettertypen

191

Die zeitlichen Änderungen der Temperaturunbestimmtheit einiger häufiger Großwettertypen F ü r einige häufige Großwettertypen wurde f ü r die 19 Pentaden der Wintermonate in der Abb. 2 die Größe 7/ r e l dargestellt. Es konnten nur diejenigen Großwettertypen untersucht werden, f ü r die sich eine genügend große Anzahl von Fällen in allen P e n t a d e n ergab, denn nur unter dieser Voraussetzung dürfen die Wahrscheinlichkeiten durch die relativen Häufigkeiten approximiert werden. Die dargestellten Kurven ver-

Abb. 2. Änderung der Temperaturunbestimmtheit einiger häufiger Großwettertypen im Laufe des Winters a) W NW HM b) N E

mittein einen Überblick über den zeitlichen Verlauf der Temperaturunbestimmtheit der Großwettertypen W, NW, HM, N u n d E. Die Großwettertypen H M u n d E besitzen im Durchschnitt die größte Temperaturunbestimmtheit, wobei die zeitlichen Änderungen beim Großwettertyp H M gering sind im Vergleich zum T y p E, dessen Temperaturunbestimmtheit besonders im ersten Teil des Winters beträchtliche Schwankungen aufweist. Die K u r v e f ü r die W-Lagen h a t bei einer geringen Tendenz zu einer Zunahme einen ausgeglichenen Gang. N u r während der Weihnachtspentade u n d der Pentade vom 16.—20. J a n u a r kommt es zu größeren Abweichungen. Die NW-Lage erreicht ihre maximale Temperaturunbestimmtheit in der ersten J a n u a r p e n t a d e . Sonst bleibt sie aber meist unter den Werten der anderen Groß wettertypen. Die größten zeitlichen Unterschiede in der Temperaturunbestimmtheit treten beim Großwettertyp N auf. Der Wert f ü r H r e l schwankt bei diesem T y p zwischen 0,78 (Mitte J a n u a r ) u n d 0,16 (20.—24. 2.). Die in der ersten Winterhälfte durch beträchtliche Schwankungen charakterisierte K u r v e n i m m t ab Mitte J a n u a r fast ständig bis zum Minimum in der P e n t a d e vom 20.-24. 2. ab.

192

Th. G ü n t h e r , Die Temperaturunbestimmtheit bei Großwettertypen

Zcit8

^id ^ f W 0 ' 0 8 ' 0

Die Temperaturunbestimmtheit im Winter in Halle (Saale) Die pentadenweise berechnete Temperaturunbestimmtheit ist als Kurve a) in der Abb. 3 dargestellt. Bis auf die Ausnahme der Pentade vom 22.-26. Dezember nimmt von Anfang bis Ende Dezember die Temperaturunbestimmtheit zu. I m Dezember ist sie insgesamt geringer als f ü r die Zeit nach der Jahreswende. Dies bedeutet, daß in den Pentaden des F r ü h winters die Temperatur eine geringere „ S t r e u u n g " besitzt u n d daß zu dieser Zeit die Temperaturen in einigen Temperaturklassen häufiger vorkommen, während andere Klassen schwächer als sonst besetzt sind. Die Temperaturen in den P e n t a d e n a b Jahreswechsel bis zum Ende des Untersuchungsabschnittes neigen im Gegensatz dazu stärker zur Gleichverteilung.

Die Großwetterlagenunbestimmtheit im Winter Nachdem sich f ü r die Temperaturunbestimmtheit im Laufe des Winters Änderungen ergeben hatten, lag es nahe, danach zu fragen, ob eine analog definierte Großwetterlagenunbestimmtheit ähnliche Unterschiede aufweist. Einer Häufigkeitstabelle mit 20 Klassen (20 Großwetterlagen) wurde deshalb f ü r jede Pentade die empirische Wahrscheinlichkeit entnommen u n d die Großwetterlagenunbestimmtheit berechnet. Die Ergebnisse sind ebenfalls in die Abb. 3 aufgenommen (Kurve b). Die Pentadenwerte der Größe H i e ] schwanken im untersuchten Zeitabschnitt nur gering u m einen mittleren Wert. Lediglich die Abnahme der Großwetterlagenunbestimmtheit von Mitte Dezember bis Ende Dezember läßt eine gewisse Deutung zu. Zuvor, in der Pentade vom 12.—16. Dezember, nimmt die Großwetterlagenunbestimmtheit (Gleichverteilung) nochmal ziemlich stark zu, da die sonst seltene Lage H F u n d andere ihr verwandte Lagen häufiger als normal auftreten. Da-

ej

Großwettertyp-Temperaturunbestimmtheit

durch, daß gleichzeitig die W-Lage in dieser Pentade relativ selten ist, wirkt sich diese Tatsache noch verstärkt auf die Unbestimmtheit aus. I n diese Zeit fallen oft die ersten Kälteeinbrüche des Winters. Die Häufigkeit der W-Lage n i m m t nach dem 16. 12. ständig zu, bis sie im Zeitabschnitt vom 27.—31. Dezember ihr Maximum erreicht. Dies bedeutet eine Zunahme u m 100% im Vergleich zur Pentade vom 12.—16. Dezember. Parallel dazu geht die Häufigkeit der Lagen mit östlichen Strömungskomponenten wieder zurück. Diese Tatsache weist auf den Ende Dezember sprichwörtlich auftretenden Wärmerückfall hin. Die Großwcttertyp-Tempcraturunbcstiinmtheit im Winter in Halle (Saale) Der Berechnung der Großwettertyp-Temperaturunbestimmtheit liegt eine zweidimensionale empirische Wahrscheinlichkeitsverteilung zugrunde. Die Häufigkeitstabelle h a t 6 X 12 Felder. Diese Zahl ergibt sich aus den sechs Temperaturklassen (i = 1, . . ., 6), den 11 Großwettertypen (j = 1, . . , 11) u n d der Übergangssituation {j — 12). Die Abschätzung der relativen statistischen Entropie erfolgt wiederum mit Hilfe der empirischen Häufigkeiten N ( j nach der Vorschrift HTel = (in N - ^ ß ]

j J Nij In N^j

In 72.

Zeitschriftfür^ieteorolo^ie

Th

G ü n t h e r ;

Die

Temperaturunbestimmtheit bei Großwettertypen

193

D e r Verlauf dieser Größe ist als K u r v e c i n der A b b . 3 dargestellt. A u f f a l l e n d ist d a s M i n i m u m der Großw e t t e r t y p - T e m p e r a t u r u n b e s t i m i n t h e i t i n d e n l e t z t e n beiden D e z e m b e r p e n t a d e n . D i e s e s M i n i m u m d r ü c k t aus, d a ß z u dieser Zeit a n e i n z e l n e n S t e l l e n des z w e i d i m e n s i o n a l e n H ä u f i g k e i t s f e l d e s , w o a l l g e m e i n s c h o n größere H ä u f i g k e i t e n a n z u t r e f f e n sind, die H ä u f i g k e i t e n a n w a c h s e n , w ä h r e n d es'gleichzeitig a n a n d e r e n S t e l l e n z u einer A b n a h m e der H ä u f i g k e i t k o m m t . I n d e n l e t z t e n D e z e m b e r p e n t a d e n ist d e m z u f o l g e die U n b e s t i m m t h e i t der z w e i d i m e n s i o n a l e n Größe G r o ß w e t t e r t y p - T e m p e r a t u r e t w a s geringer als z u allen anderen Zeitabs c h n i t t e n d e s W i n t e r s . D a s m a r k a n t e M i n i m u m der T e m p e r a t u r u n b e s t i m m t h e i t i n der P e n t a d e v o m 22. bis 26. D e z e m b e r h a t sich a u c h der G r o ß w e t t e r t y p - T e m p e r a t u r u n b e s t i m m t h e i t a u f g e p r ä g t .

Literatur [1] EarpoB, H.A., „CTa™cTHHecKaH3HTpoimH Kau Mepa neonpefteaeHHocTii h CBH-SSHOCTM c a y i a f m u x HBaeHwä." MocKBa 1963 MeT. h. Thäp- JV°. 1. [2] EarpoB, H. A., „CTaTHCTimecKan BHTponiiH nan ncwaaaTejib cxoRCTBa HJIH pasjiiiMMH MeTeopoJiorHiecraix nojieii." MocKBa 1963, M e t . H. THAP- N? 9.

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Anschrift:

13

Dipl.-Met. Thilo Günther, Martin-Luther-Universität Halle-Wittenberg, Lehrstuhl f ü r Agrarmeteorologie, 402 HalleGroße Steinstr. 81

551.501.45

Veränderung der Erhaltungsneigung in meteorologischen Zeitreihen durch übergreifende Mittelbildung

Von M. Olberg Mit 3 Abbildungen

Zusammenfassung: Die durch übergreifende Mittelbildung hervorgerufene Veränderung der Erhaltungstendenz in meteorologischen Zeitreihen wird über die veränderte Autokorrelationsfunktion bestimmt. Anhand von Modellzufallsprozessen mit verschiedenen Spektren wird die Zunahme der Erhaltungsneigung mit der Vergrößerung des Mittelungsintervalles genauer analysiert. Die theoretischen Untersuchungen erlauben die Deutung von Ergebnissen bei kurzperiodischen Windgeschwindigkeitsmittelungen. Summary: In meteorological practice it is usual to smooth data by the method of running average. This effects a change of persistence tendency in meteorological time series. The autocorrelation function allows to make explicit this effect of smoothing on persistence. The exact increase of persistency by the growth of the averaging intervall is demonstrated by model random functions. Some results of short-period averaging of the wind speed can be explained by these theoretical investigations.

1. Einleitung Meteorologische u n d geophysikalische Zeitreihen sind im allgemeinen keine Folgen von unabhängigen Meßwerten, sondern die einzelnen Werte sind miteinander korreliert. Diese innere Abhängigkeit — in der Meteorologie u n d Geophysik als Erhaltungsneigung bekannt — ist durch die Autokorrelationsfunktion des zugrundeliegenden Zufallsprozesses gekennzeichnet. I m Prozeß der Datenverarbeitung werden die Zeitreihen durch übergreifende Mittelbildung, Glättung, Dezimierung und dergleichen f ü r die nachfolgende Bearbeitung verändert. Diese Umformungen der Zeitreihe ziehen eine Veränderung der Autokorrelationsfunktion (Münk [1960], Pasquill [1962]) u n d damit der Erhaltungsneigung (Bartels [1943]) nach sich. Das wiederum h a t eine Veränderung der Anzahl der effektiv voneinander unabhängigen Meßwerte zur Folge (Bartels [1935a]), deren K e n n t n i s bei der Anwendung der statistischen Test verfahren auf Stichproben aus stationären Zufallsprozessen Voraussetzung ist (siehe Taubenheim [1969]). Umgekehrt besteht oft das Problem, das zeitliche Mittelungsintervall zu bestimmen, f ü r das die jeweiligen Mittelwerte der Meßgröße repräsentativ f ü r einen gewissen Zeitraum u n d eventuell auch f ü r eine gewisse Umgebung des Meßpunktes sind. Das ist z. B. in der meteorologischen Start- u n d Landeberatung in der L u f t f a h r t der Fall, wo Angaben von Windmittelwerten erforderlich sind, die f ü r die gesamte Rollbahn u n d f ü r die Zeitdauer der Start- oder Landeoperation repräsentativ sind (s. ICAO Working Paper). Betrachtet man die zeitlich begrenzte Windregistrierung als Realisierung eines stationären Zufallsprozesses, d a n n läuft die Lösung des genannten Problems (s. dazu auch Lehm [1969]) in Umkehrung der Aufgabenstellung auf die Ausschaltung der Mittelungsintervalle hinaus, f ü r die die Erhaltungsneigung in der geglätteten Realisierung besonders klein ausfällt. I m allgemeinen wird natürlich die Erhaltungsneigung in meteorologischen Zeitreihen mit größer werdendem Mittelungsintervall monoton zunehmen, so daß ein Maximum der Erhaltungsneigung erst bei sehr großen Mittelungsintervallen erreicht wird. Es gilt nun nachzuprüfen, ob bei der Zunahme der Erhaltungsneigung in Abhängigkeit vom Mittelungsintervall relative Maxima u n d damit auch Minima auftreten können. Das wird sicher der Fall sein, wenn im empirischen Spektrum der Realisierungsfunktion ein schmales Frequenzband hervortritt. An Modellzufallsprozessen soll von der theoretischen Seite her der Einfluß der übergreifenden Mittelbildung auf die Erhaltungsneigung in Zeitreihen genauer untersucht werden.

2. Die Erhaltungszeit eines stationären Zufallsprozesscs Zur mathematischen Erfassung der Erhaltungsneigung in geophysikalischen Zeitreihen ging Bartels [1935 a, b] von der Dispersion der Durchschnitte von Zufallsfolgen aus. Aus der Stichprobentheorie unabhängiger Zufallsgrößen ist bekannt, daß die Dispersion cr| des Stichprobenmittels x aus einer Stichprobe vom U m f a n g n gleich der Dispersion a\ der einzelnen zufälligen Stichprobenwerte x dividiert durch den Stichprobenumfang n ist (siehe z. B. Smirnow u n d Dunin-Barkowslci [1963]), d. h. o | = al/n. Der Quotient o\ja\ gibt also die reziproke Anzahl der unabhängigen Stichprobenwerte an. Sind die Stichprobenwerte jedoch voneinander abhängig, d a n n gilt f ü r die Dispersion des Stichprobenmittels die Gleichung (1)

Zeitschrift für^ieteorxilogie

M

0 1 b e r g ;

Veränderung der Erhaltungsneigung in meteorologischen Zeitreihen

195

Dabei ist K(iAt) die Autokorrelationsfunktion des der Zeitreihe zugrundeliegenden Zufallsprozesses an den äquidistanten Stellen i At, an denen die Stichprobenwerte entnommen sind (s. Bartels [1935b], Taubenheim [1969]). E s wurde außerdem berücksichtigt, daß K(iAt) eine gerade Funktion ist (siehe z. B. Jaglom [1959], Lee [i960]). I m allgemeinen gilt ol

1

V»1

/

l*l\

.

e In)

1

d. h. es sieht so aus, als ob der Umfang der Stichprobe bei Abhängigkeit der Werte kleiner geworden ist. Bartels [1935b] n e n n t daher n/s(n) die „effektive Anzahl unabhängiger Stichprobenwerte" u n d ( l - n ^ W (i A t) i - -n + l \ / die „äquivalente Anzahl aufeinanderfolgender identischer Stichproben werte". Es kann natürlich auch e(n) < 1 werden (Bartels [1943], Taubenheim [1969]). Diese Möglichkeit wollen wir hier jedoch ausschließen. Lassen wir n u n At gegen Null gehen u n d n gleichzeitig gegen Unendlich, so daß die Länge des Meßintervalls n At = T aber konstant bleibt, dann definieren wir in Analogie zur Gleichung (3) die Erhaltungsneigung f ü r die zeitlich begrenzte Realisierung eines stationären Zufallsprozesses durch den Ausdruck (3)

(4)

,(») =

r ( T ) = lim At e(n) =+j

-

K(r)

dt.

-T I m Limes T —• oo bekommen wir daraus f ü r die Erhaltungsneigung in der unbegrenzten Realisierung eines stationären Zufallsprozesses das Maß (5)

Too =

/

K(r)dr,

da die Autokorrelationsfunktion bei den praktisch vorkommenden stationären Zufallsprozessen mit wachsendem r so stark gegen Null abklingt, daß das Integral über den zweiten Term des Integranden in (4) beim Grenzübergang T —» oo verschwindet (siehe z. B. Jaglom [1959], Sweschnikow [1965]). Die Erhaltungsneigung h a t bei Zufallsprozessen die Dimension einer Zeit. Man spricht daher auch von Korrelationszeit oder Kohärenzdauer (Lange [1962]) bzw. von äquivalenter Erhaltungszeit (Taubenheim [1969]). D a f ü r gibt es allerdings noch andere Maße. Oft benutzt man dazu die Zeit, bei der die durch eine Exponentialfunktion approximierte Autokorrelationsfunktion auf den e-ten Teil ihres Maximalwertes abgeklungen ist. Da

ist, definiert m a n nach dieser Auffassung (6)

T

0

1 + oo =- / K{x)dx — oo

als Korrelationsdauer (siehe z. B. Lange [1962] S. 148—151). I n unseren Untersuchungen wollen wir jedoch das Maß Too f ü r die Erfassung der Erhaltungsneigung benutzen.

3. Die Veränderung der Autokorrelationsfunktion und der Erhaltungszeit durch Mittelbildung Münk [1960] h a t gezeigt, daß die Erhaltungstendenz in einem Markov-VrozeSi durch Glättung vergrößert wird, indem er die Autokorrelationsfunktion als Funktion des Mittelungsintervalls darstellte. Es läßt sich jedoch auch die Erhaltungszeit als Funktion des Mittelungsintervalls angeben. Ist x(t) die Realisierungsfunktion des stationären Zufallsprozesses X(t), dessen Erwartungswert Null sei, dann lautet die Autokovarianzfunktion des Prozesses bei Beachtung der Eigenschaft der Ergodizität stationärer Zufallsprozesse mit kontinuierlichem Spektrum (siehe z. B. Jaglom [1959], Lee [1960], Pugacev [1962], Taubenheim [1969]) (7)

(8) 13*

1

+T

C x ( T ) = lim — / x(t) x(t + r) dt.

r-.oo -¿-i _

T

Bei der Mittelungsoperation bildet man die mit konstantem Gewicht gemittelte Realisierungsfunktion 1 +Atß £{t) = — f x(t-t')dt', -Atß

196

M. Olberg, Veränderung der Erhaltungsneigung in meteorologischen Zeitreihen

^alriieftC6/7ül0i!ie

ZeitscBha1

wobei At das Mittelungsintervall ist. Die Autokovarianzfunktion des Zufallsprozesses X(t) ergibt sich durch Substitution von (8) in- (7) zu C x { r ,

i = Hm ^

A t )

= Y \

>

1 / T 1 \2 • At/2 = lim — f l - J f f x { t

T f

x ( t )

x { t

+

r )

dt

/ / f e i r an *n _ -4/2 -¿/2

/ ' _ 7» _

n

c

-

t') x ( t

+

+ T+ r - n r

r

-

t " )

dt'

d t "

dt

i r r ,

d. h. \ 2 zli/2 Ji/2 ^ M

/ -Atl2

l

f - ¿ i / 2

C

x

( r

t ' - t " ) d t ' d t " .

+

Durch partielle Integration kann das Doppelintegral reduziert werden, und wir erhalten At ( 9 b )

C x ( r ,

A t )

i

=

,

.

( l

|

-

+

0

+

(r

- t ) } d t "

Für die Erhaltungszeit f M (/Ii) des Prozesses X (t) bekommen wir aus den Gleichungen (5) und (9b) mit den Autokorrelationsfunktionen K ( t ) = ü ( r ) / C ( 0 ) und K ' ( r , A t ) = C { x , A t , ) j C { Q , A t ) x

x

x

0

At

x

\

,

x

x

°°

At

=

2

J?^Lt-=C

x

( 0 ,

A t )

f I 0

(i-^iÄ,

[ "

~~

At

d. h.

Beachten wir, daß die Autokovarianzfunktion für die Verschiebung T = 0 gleich der Dispersion des Zufallsprozesses ist, und daß die Dispersion des geglätteten Prozesses kleiner als die des ungeglätteten Prozesses ist, dann besagt die Gleichung (10), daß die Mittelbildung wie zu erwarten eine Vergrößerung der Erhaltungszeit bewirkt . Einen noch besseren Einblick in diese Aussage gibt uns die spektrale Darstellung des Problems. Setzen wir in die reziproke Gleichung (10) die Gl. (9 b) für r = 0 ein, dann resultiert mit der Bezeichnung Q { A t )

=

r J l „ ( A t )

«^-^-s/M'.«"Aus dieser Beziehung kann man bei gegebener Korrelationsfunktion des Zufallsprozesses explizit die Veränderung der Erhaltungszeit durch Glättung berechnen. Bevor wir das an einigen Modellautokorrelationsfunktionen durchführen, wollen wir noch die spektrale Darstellung der Funktion Q(At) angeben. Diese ergibt sich durch Einführung des normierten Leistungsspektrums ( 1 2 )

= P (

(

0

)

=

-

-

/

K

x

(t)

e - * »

d r

des Zufallsprozesses X ( t ) , das sich nach dem W i e n e r - C h i n t s c h i n - T h e o r e m (s. Wiener [1949], Jaglorn [1959]) als iWrier-Transformierte der Autokorrelationsfunktion berechnet. Die jFWner-Transformation der Autokovarianzfunktion Cx (T, At) des Prozesses X (t) ergibt 1

/ 1 \2

°°

$ { a > , A t ) = —

f

C

x

( z , A t ) e - ™ d T = ( - A

-CX)

X

'

'

V

~dt/2

/sin (o zli/2\ =

d: h.

1 \

—I Zum Einsatz eines Haarhygrometers in einer frequenzmodulierten Radiosonde

203

3. Zur Trägheit des Haarhygrometers Der Wert eines Meßgerätes wird wesentlich durch seine Trägheit bestimmt, die hinreichend durch den Trägheitskoeffizienten r in s (63%iger Angleich) bzw. durch die Halbwertszeit zh = 0,69 • r (s) beschrieben wird. Da bei aerologisehen Aufstiegen höchste mit niederen Feuchten in rascher Folge wechseln, muß von dem verwendeten Hygrometer eine kurze Einstellzeit auch bei tiefen Temperaturen verlangt werden. Tabelle 1 gibt einige Mittelwerte des Trägheitskoeffizienten der in Radiosondenhygrometern benutzten organischen Meßelemente in Abhängigkeit von der Temperatur [10]. Tabelle 1. Trägheitskoeffizient

Haar, normal Haar, gewalzt Goldschlägerhaut

r (s) bei verschiedenen

20

10

0

30 10 6

40 10 10

55 12 20

Temperaturen

-

10

- 20

175 15 50

400 20 100

— 30 °C 800 30 200

Die Tabelle 1 zeigt, daß das nach Franlcenberger vorbehandelte Haar (Veloxhaar) bei allen Temperaturen weit schneller reagiert als die Goldschlägerhaut und diese schneller als das normale Haar. Dies war auch der Grund dafür, daß der für eine Frequenzsonde adaptierte Feuchtigkeitsmeßwertgeber mit Veloxhaaren als Meßelementen aufgebaut wurde. Einige Näherungswerte der Halbwertszeiten des aufgebauten Hygrometers, die unter Laboratoriumsbedingungen bei einer Belüftungsgeschwindigkeit von 2,7 m/s gefunden wurden, sind in Tabelle 2 wiedergegeben. Tabelle 2. Halbwertszeiten Z]t (s) für das Haarhygrometer bei verschiedenen relativen Feuchtigkeitsänderungen Feuchtigkeitsändening

%

100 bis 55 55 bis 100 100 bis 28 28 bis 100

Halbwertszeit

«

ca. 11 16 15 18

Die Trägheitskoeffizienten für das neue Hygrometer, die l,4mal größer sind als die an ihrer Stelle in Tabelle 2 angegebenen Halbwertszeiten, liegen wegen der benutzten Haarbündel natürlich höher als bei einzelnen Veloxhaaren (s. Tabelle 1), da bei Haarbündeln nicht nur die ungleichmäßige Belastung der einzelnen Haare, sondern auch das teilweise gegenseitige Abschirmen der Ventilation im Haarbündel Einfluß auf die Größe des Trägheitskoeffizienten nehmen. E s darf noch erwähnt werden, daß Feuchteänderungen bei aerologisehen Aufstiegen selten so stark und sprunghaft verlaufen, wie bei den oben angegebenen Versuchen.

4. Erfahrungen mit dem Haarhygrometcr bei Radiosondenaufstiegen I n der Zeit vom 28. 5. bis 22. 8. 1969 wurden insgesamt 21 Aufstiege mit der Radiosonde D F R 1 / W T F als Testsonde für das neue Haarhygrometer durchgeführt. Bei dieser teiltransistorisierten Radiosonde [11] handelt es sich um einen Dezimeterwellensender der Frequenz 1782 MHz, der durch eine Tonfrequenz zwischen 100 und 2000 Hz frequenzmoduliert wird. Die Tonfrequenz entsteht in einem Sperrschwingerkreis, dessen frequenzbestimmendes Glied ein Thermistor für die Bestimmung der Lufttemperatur bzw. ein veränderlicher Drahtwiderstand für die Ermittlung der Luftfeuchte ist. Die Funkaufnahme erfolgte mit der sowjetischen Wetterradarstation „Meteor" (aktives Radar-Sonden verfahren mit digitaler Meßwertanzeige). Die geeichten Feuchtemeßelemente wurden am Vortag während 3 bis 4 Stunden regeneriert und die komplette Sonde vor dem Aufstieg zur Anpassung an die Außenverhältnisse für jeweils 20 Minuten frei exponiert. Zur meteorologischen Begutachtung der Feuchte-Versuchsmessungen wurden die an der Radiosondenaufstiegsstelle Lindenberg ( R S A L ) zu den Terminen gemessenen Feuchteprofile sowie die Angaben der Meteorologischen Beobachtungsstation über Art der Bewölkung, Bedeckungsgrad und Höhe der unteren Wolken herangezogen. Bei der Beurteilung der Aufstiegsergebnisse ist zu beachten, daß sowohl die Routine- wie auch die Testsonden als Meßelemente zur Bestimmung der Luftfeuchtigkeit gewalzte Haare verwenden. Die beiden Feuchtemeßwertgeber unterscheiden sich im wesentlichen durch ihre Meßwertwandler. Die Längenänderung der Haare infolge wechselnder Feuchtigkeit wird bei dem Routinegerät (Freiberger Sonde) mechanisch, bei der Testsonde D F R 1 / W T F mittels eines Feinpotentiometers angezeigt. Daher wird das Haarhygrometer der Teste n d e zuweilen kurz; auch als „Widerstandshygrometer" bezeichnet.

204

. J. R i n k , Zum'Einsatz eines Haarhygrometers in einer frequenzmodulierten Radiosonde

ZeitS

Band 2™lieft'e60/r70l°6'0

Im folgenden werden die Registrierungen einiger Meßflüge wiedergegeben, die bei verschiedenen atmosphärischen Feuchtcschichtungen aufgenommen wurden und die einige Aufschlüsse über die Brauchbarkeit der vom Widerstandshygrometer angezeigten Feuchtigkeitswerte geben. Bei der Beurteilung ist zu berücksichtigen, daß an den Meßwerten des Widerstandshygrometers zunächst noch keinerlei Korrekturen angebracht wurden, während der Korrekturbetrag bei den Haarhygrometern der Routineradiosonde in der Regel bei .etwa 8 bis 12% lag. 4.1. Abb. 5 zeigt zunächst einen Vergleich der Aufstiegsergebnisse des Haarhygrometers der Routinesonde mit denen des Widerstandshygrometers der Testsonde. Beide Registrierungen verlaufen in den unteren 3 km (abgesehen von den Bodenwerten) nahezu gleich und stimmen auch dem gemessenen Betrag nach verM

—"

Widerstandstygnmelv(Aufstieg wn I28.S9 K~Ufr) -Haarbygnjmetv derRoutimsonde(Aufstieg vom K.3.69

12°Ufr)

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Abb. 5. Feuchtemessungen in der freien Atmosphäre

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Abb. 6. Feuchteprofile (Auf- und Abstiegskurven) zweier Widerstandshygrometer am gleichen Ballon (Aufstieg vom 24. 6. 09 10.30 Uhr)

hältnismäßig gut überein. Darüber zeigt die etwa 1 Stunde früher gestartete Dienstsonde bei gleichem Strukturverlauf etwa 10% geringere Luftfeuchtigkeit an als die Testsonde. 4.2. Da die relative Luftfeuchtigkeit der Atmosphäre sich häufig schnell ändert und außerdem absolute Werte für einen Vergleich nacji wie vor fehlen, wurden für die weitere Erprobung 2 Widerstands-Haarhygrometer des genannten Typs in derselben Sonde gleichzeitig gestartet. Während des Aufstiegs wurden sie durch den Druckdosenschalter der Testsonde abwechselnd an den Sender angeschlossen. Um diesen Test ganz auszunutzen, erfolgte in rund 11 km Höhe (etwa Tropopausenhöhe) durch eine mechanische Uhrwerksauslösung eine Trennung des Ballons vom Sondengespann, so daß auch Abstiegsmessungen durchgeführt werden konnten. Bei diesen müssen natürlich bei der Beurteilung der Meßergebnisse die zeitliche Differenz und die räumliche. Entfernung zwischen den in gleichen Schichten gelegenen Meßpunkten des Auf- und Abstiegs berücksichtigt werden. Abb. 6 zeigt die registrierten Auf- und Abstiegskurven der beiden Widerstandshygrometer, die im gesamten Strukturverlauf sehr gut übereinstimmen. Dem absoluten Betrag nach ergeben sich in einigen Bereichen der Auf- und Abstiegsregistrierungen Unterschiede, die aber nicht mehr als maximal 7 % der angezeigten relativen Feuchtigkeit betragen. 4.3. Um weitere Erfahrungen zu sammeln, wurde in analoger Weise wie in 4.2. in der gleichen Sonde das Widerstands-Haarhygrometer zusammen mit einem Goldschlägerhauthygrometer des sowjetischen Typs gestartet. Bei diesem wird eine kreisförmige Membran aus Goldschlägerhaut verwendet, deren feuchtigkeitsbedingte Durchbiegung ebenfalls über ein Drahtpotentiometer angezeigt und das in der Frequenzsonde RKS-2 benutzt wird. [12] Abb. 7 zeigt, daß die Abweichungen der beiden Aufstiegskurven gegen einen angenommenen mittleren Feuchteverlauf gering sind und nur in wenigen Teilbereichen Höchstwerte von etwa 5 % erreichen. Beim Abstieg wurden dagegen vom Goldschlägerhauthygrometer oberhalb 6 km etwa 10 bis 12% niedrigere Feuchte angezeigt, während darunter bis 1,2 km über dem Boden die gemessenen Feuchtigkeitswerte wesentlich höher als die des Haarhygrometers liegen. 4.4. Für einen weiteren Vergleich wurde von der Möglichkeit Gebrauch gemacht, am gleichen Ballon drei völlig voneinander unabhängige Feuchtigkeitsmessungen durchzuführen. Gelegentlich eines Termin-

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Einsatz eines Haarhygrometers in einer frequenzmodulierten Radiosonde

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205

aufstiegs wurde neben der Routineradiosonde (Typ Frei berger Sonde) am gleichen Ballon die Testsonde mit dem neuen Haarhygrometer zusammen mit einem Goldschlägerhauthygrometer, wie in 4.3. beschrieben, gestartet. Damit liegen also für diesen Aufstieg drei gleichzeitige und voneinander.unabhängige Feuchtigkeitsmessungen vor. Die Ergebnisse sind für die ausgewerteten markanten Punkte in Abb. 8 dargestellt. Während die Angaben der beiden Haarhygrometer der Dienst- und der Testsonde in der feuchtwarmen Bodenschicht zwischen 0,3 und 1,6 km bis auf etwa 1 bis 2 % übereinstimmen und darüber, wenn auch nicht dem absoluten Betrag nach, so doch im weiteren Strukturverlauf die charakteristische rasche Feuchtigkeitsabnahme in einer Abgleitinversion widerspiegeln, zeigt die Goldschlägerhaut im unteren Teil der Registrierung, wenn auch nur schwächer, ebenfalls diesen Effekt. Im oberen Teil (ab etwa 4,5 km Höhe) gibt die Goldschlägerhaut M . J ....

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iAbb. 8. Feuchtigkeitsmessungen mit 3 voneinander unabhängigen Meßfühlern am gleichen Ballon (Aufstieg am 1 8 . 7 . 6 9 , 1 2 . 1 5 Uhr)

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Abb. 7. Radiosondenaufstieg mit zwei Wider-' standshygrometern am gleichen Ballon (Aufstieg am 7. 7. 69, 10.30 Uhr)

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h Höhe über dem Waldboden

Der Gradient der Windgeschwindigkeit ist hierbei durch die Windgeschwindigkeitsmessung (% und u2) in zwei Höhen (ht und h2) ermittelt worden. Gl. 7 gilt nur für Gleichgewichtszustände der unteren Luftschichten. In der Regel befinden sich die bodennahen Luftschichten jedoch in einem nicht-adiabatischen Zustand. J e nach Schichtungscharakter bedeutet dies eine Verstärkung oder Schwächung des „adiabatischen" Austausches. Berücksichtigt wird dieser Sachverhalt durch die Gleichung (z. B. Defant (1958)): (8)

L = La (1 - Ri/Ri krit )2. La ist der nach Gl. 7 berechnete Wärmestrom unter adiabatischen Verhältnissen (Gleichgewichtszustand). Die Bichardsonsche Zahl (Ei) charakterisiert die Stabilität der Strömung, wobei jR»krit derjenige Wert der Ri-Zahl ist, bei dem der Austausch verschwindet (und damit auch der turbulente Wärmestrom). Für die Fälle mit negativen Temperaturgradienten (instabile Lagen) empfiehlt es sich, für den Bereich der Ri-Zahl unter — 0,03 eine Formel für die „freie" Konvektion (siehe z. B. Crawford (1965)) zu verwenden. Bei der Berechnung der Verdunstung über den turbulenten Wärmestrom ist zweifellos die Zahl der Annahmen und empirischen Formeln größer als bei der Sverdrup-Meihode. Doch ist hierbei folgendes zu beachten : Der Anteil des turbulenten Wärmestromes über dem Walde wächst kaum über ein Drittel des Strahlungsumsatzes hinaus. Für einen grundwasserfernen Kiefernbestand fand Lützke (1968) für die Vegetationsperiode, daß L etwa 30% der Strahlungsbilanz ausmacht. Bei Grandwassernähe liegt diese Zahl niedriger, so ergaben eigene Untersuchungen auf einem grundwassernahen Fichtenbestand im Tharandter Wald (Grundwasserstand zeitweise bis 80 cm unter der Oberfläche) eine Lufterwärmungsrate von 5 % der Strahlungsbilanz. Auf Grund dieser Verhältnisse wirkt sich eine fehlerhafte Bestimmung von L nicht so sehr auf die Verdunstungsberechnung aus. Schätzt man die relative Ungenauigkeit der Bestimmung des turbulenten Wärmestromes auf

220

P. M i e r d e l , Zur Bestimmung der Waldverdunstung

Z e i t s c h r i f t f ü r Meteorologie B a n d 22 H e f t 6/7

30%, so dürfte dadurch im Mittel der Verdunstungsfehler in der Größenordnung 5—10% sein. In diesem Falle bestimmt die Genauigkeit der Strahlungsbilanzmessung weitgehend das Ergebnis. U n d hierin liegt noch eine echte Möglichkeit einer weiteren Verbesserung der Verdunstungsmessung über dem Walde. Der Bodenwärmestrom und die Wärmevorratsänderung des Bestandes haben eine untergeordnete Rolle, außerdem ist ihre Bestimmung relativ sicher. Der Meßaufwand zur gesonderten Bestimmung des turbulenten Wärmestromes ist nicht viel größer als bei der (SWdrwp-Methode. An Stelle der Feuchtegradientmessung t r i t t die Windgradientmessung. Dabei kommt man in der Regel mit zwei Anemometern in zwei verschiedenen Höhen aus. Die Erfassung des wahren Temperaturgradienten k a n n allerdings bei nicht-linearen oder iiicht-logarithmischen Temperaturprofilen problematisch werden, falls die Temperatur nur an zwei festen P u n k t e n gemessen wird. Hierbei muß ein Kompromiß geschlossen werden zwischen Meßfühlerabstand Tind Genauigkeit des ermittelten Gradienten. Letztere h a t nämlich unter Umständen großen Einfluß auf eine exakte Bestimmung von L, besonders bei geringen Temperaturgradienten und starker vertikaler Durchmischung (Turbulenz) der unteren Luftschichten. Die genaue Messung des Temperaturgradienten im Falle solcher Verhältnisse ist von der meßtechnischen Seite aus der schwache P u n k t dieser Methode. Ein weiterer, jedoch zeitbedingter Nachteil ist der relativ große Rechenaufwand bei der L-Berechnung. Doch dürfte dies bei der wachsenden Anwendung der elektronischen Datenverarbeitung bald bedeutungslos werden. Vorteil der in diesem Abschnitt behandelten Methode gegenüber der ¿foercZrwp-Methode ist vor allen Dingen die Verwendbarkeit bei beliebigen Schichtungsverhältnissen der unteren Luftschichten. Der Fehler der F-Bestimmung wird in erster Linie durch die Strahlungsmessung bestimmt.

3. Die Methode des turbulenten Wasscrdampfaustausches Analog der Berechnung des turbulenten Wärmestromes läßt sich durch Vergleich des Wind- und Feuchteprofils unter der Annahme der Gleichheit der Austauschkoeffizienten f ü r Impuls und Feuchte der turbulente Feuchtestrom direkt berechnen. Wir erhalten f ü r V die Formel (in Wärmeäquivalenten):

I m Gegensatz zur vorhergehenden Methode geht hierbei die Unsicherheit bei der Bestimmung des Austauschkoeffizienten Ay = Ar voll in die zu bestimmende Verdunstung ein. Diese Methode wäre damit ein Kriterium u n d eine Prüfmöglichkeit, ob bei der Berechnung des Austauschkoeffizienten der richtige Weg eingeschlagen wurde. Doch dürfte dem der schwer genau erfaßbare Feuchtegradient in einer bestimmten Höhe u n d während eines bestimmten Zeitraumes entgegenstehen. Gerade unter den Bedingungen gestörter Geländeverhältnisse ist auf Grund der Temperaturunruhe und den damit verbundenen Feuchteschwankungen eine genaue Ermittlung des mittleren Feuchtegradienten mit zwei Meßstellen mit vielen Unsicherheitsfaktoren behaftet. Der sehr kleine Gradient der spezifischen Feuchte über dem Walde zwingt wegen der erforderlichen Genauigkeit zu einem großen Abstand der Meßfühler, andererseits fordert der in Wirklichkeit wohl keineswegs lineare oder logarithmische Verlauf des momentanen Feuchteprofils einen kleinen Meßstellenabstand. Dieser Gesichtspunkt diktiert wiederum die Empfindlichkeit der Meßfühler bzw. die Genauigkeit der Meßwerte. Doch je empfindlicher die Meßfühler werden, u m so größer wird die notwendige Zahl von Einzelwerten (bei diskontinuierlicher Registrierung), u m infolge der Schwankungen einen Mittelwert hinreichender statistischer Sicherheit zu bekommen. Es sei, man geht zu kontinuierlicher Messung mit automatischer Mittelung über. Der technische Aufwand f ü r eine solche Anlage steigt jedoch sehr stark an. Hinzu k o m m t dann die Frage, ob dieser genaue Wert des örtlichen Feuchtegradienten repräsentativ f ü r die nächste Umgebung ist. Bestechend ist der relativ geringe instrumenteile A u f w a n d bei der direkten Bestimmung des turbulenten Feuchtestromes nach diesem Verfahren (wenn man sich auf Feuchtemessungen in zwei Höhen beschränkt). Ziel weiterer Untersuchungen auf diesem Gebiet müßten genaue Analysen des Feuchteprofils über dem Walde u n d die Entwicklung einer brauchbaren, robusten Anlage zur Messung des Feuchtegradienten sein.

4. Ergebnisse praktischer Messungen Über einem etwa 55jährigen Fichtenbestand (durchsetzt von Kiefern, Birken und Lärchen) im Tharandter Wald wurde während der Vegetationsperiode 1968 die Verdunstung nach den drei genannten Methoden ermittelt. Der Bestand h a t eine mittlere Höhe von 15 m u n d befindet sich auf einem SE-Hang (Neigung 7—9%). I n nordwestlicher Richtung beginnt in 40 m Entfernung ein Hochwald (Fichte) mit einer B a u m h ö h e von 23—28 m. Abb. 4 zeigt zwei Längsprofile der näheren Umgebung. Das Instrumentarium wurde an einem ausfahrbaren Teleskopmast (Funkmast des V E B Industriewerk Halle) montiert, der seinerseits auf einem Turmpodest steht. Die damit maximal erreichbare Höhe beträgt 22,5 m über dem Waldboden. Die einzelnen Meßgeräte befanden sich in folgenden H ö h e n :

Zeitschrift f ü r Meteorologie Band 22 Heft 6/7

221

P. Mi e r d e 1, Zur Bestimmung der Waldverdunstung Strahlungsbilanzmesser Psychrometer (Pt-Widerstandsthermometer, elektrisch ventiliert) Anemometer

20

m

22,1 m 22,4 m

15 m 18,7 m

11,5 m 17,7 m

Die Registrierung der Strahlungsbilanzmesser- und der Psychrometerdaten erfolgte mit Punktschreibern (Punktfolge für eine Meßgröße 120 bzw. 144 s). Die Änderung des Wärmevorrats im Bestand wurde durch

Messung der Lufttemperatur in 2 und 11,5 m Höhe und der Bodenwärmestrom direkt durch eine Wärmestrom-Meßplatte erfaßt. Die Verdunstungsberechnung erfolgte stundenweise aus den graphisch gewonnenen Mittelwerten der einzelnen Meßgrößen. Abb. 5 zeigt für einen strahlungsreichen Julitag den Tagesgang der Verdunstung, ermittelt nach den drei dargelegten Methoden. Tagsüber ist eine befriedigende Übereinstimmung der Ergebnisse aller drei Methoden festzustellen, denn zu dieser Zeit ist der Temperaturgradient schwach negativ und der Feuchtegradient stärker negativ. Ein eventueller Unterschied der, Austauschkoeffizienten ^ j - u n d A y wirkt sich daher bei der Sverdrup-Methode nicht sehr aus. In den Übergangszeiten morgens und abends und während der Nacht machen sich jedoch die diskutierten Eigenschaften der verschiedenen Methoden stark bemerkbar. Deutlich wird das Versagen der Sverdrup-Methode bei stabilen Schichtungen. Auch die Methode der direkten Bestimmung des turbulenten -V/cal

cm ! h'1 V, (Sverdrup) (L-Bestimmungl V (direkte V-Bestimmung)

Abb. 5 Tagesgang der Verdunstung des Meßortes am 5. 7. 1968

Feuchtestromes ergibt in solchen Fällen irreale Verdunstungswerte, die auf eine falsche Ermittlung des (unter diesen Umständen wohl sehr komplizierten) Feuchtegradienten beruhen. Die Methode der gesonderten L-Bestimmung zeigt dagegen einen befriedigenden Verlauf der Tagesverdunstung. Der nächtliche Taufall ist in seinem Gang gut wiedergegeben (Maximum kurz vor Sonnenaufgang), doch dürfte die in diesem speziellen Fall ermittelte Taumenge etwas zu hoch sein (0,5 mm pro Nacht). Bei nächtlichen Verhältnissen steigt natürlich die Bedeutung einer genauen Ermittlung des turbulenten Wärmestromes (Strahlungsbilanz sehr klein). Falsche Verdunstungswerte sind hierbei auf unsichere Messungen des Temperaturgradienten zurückzuführen.

222

P . M i e r d e l , 2 u r B e s t i m m u n g der W a l d v e r d u n s t u n g

Zeitschrift f ü r Meteorologie Band 22 Heft 6/7

Wie aus diesen Messungen und dem Vergleich der Zuverlässigkeit der drei Methoden untereinander hervorgeht, ist die Wärmehaushaltmethode mit der gesonderten Bestimmung des turbulenten Wärmestromes die z. Z. geeignetste Methode zur Ermittlung der Gebietsverdunstung über Wald.

Literatur Baumgartner, A., E r m i t t l u n g der tatsächlichen Verdunstung aus Messungen des vertikalen Wasserdampfaustausches und der Energiebilanz. D t . Gewässerkdl. Mitt. Sonderheft 1967, 192. Businger, J. A., M. Miyalce, A '.J. Dyer a n d E. F. Bradley, On t h e direct determination of t h e t u r b u l e n t heat flux near t h e ground. J . Appl. Meteor. 6 (1967), 1025. Crawford, T. V., Moisture transfer in free and forced convection. Quart. J . Roy. Meteor. Soc. 91 (1965), 18 Defant, A. u n d Fr., Physikalische D y n a m i k der Atmosphäre. F r a n k f u r t / M a i n 1958. Lützke, R., Vergleichende Energieumsatzmessungen im Walde u n d auf einer Wiese. Archiv f. Forstwesen 15 (1966), 995. Lützke, B., Wasserhaushalt der Kiefer. Forschungsbericht 1968, I n s t i t u t f. Forstwissenschaften Eberswalde. Mierdel, P., Ein Beitrag zur Methodik der Verdunstungsmessung im Walde. Dissertation 1969 Techn. Universität Dresden. Monin, A. 8., u n d A. M. Obuchow, F u n d a m e n t a l e Gesetzmäßigkeiten der t u r b u l e n t e n Vermischung in der bodennahen Schicht der Atmosphäre. Statistische Theorie der Turbulenz, H . Goering, Berlin 1958. Prandtl, L., F ü h r e r durch die Strömungslehre. Braunschweig 1957. Priestley, C. H. B., R. A. McGormick and F. Pasquill, T u r b u l e n t diffusion in t h e atmosphere. WMO Technical Note No. 24 Genf 1958 Sverdrup, H. U., Das maritime Verdunstungsproblem. Ann. Hydrographie u. Mar. Meteor. 32 (1936), 41. Sioiribank, W. C., The measurement of vertical transfer of heat a n d water v a p o u r by eddies in t h e lower atmosphere. J . Meteor. S (1951), 135.

Anschrift:

Dr. P e t e r Mierdel, T U Dresden, Sektion Wasserwesen, Bereich Hydrologie und Meteorologie, Lehrgebiet Meteorologie, 8027 Dresden, George-Bähr-Str. 1

551,5n.'nm)

Die Instabilität der Niederschläge in Südwestafrika (Namibia) und die Problematik der Aussage der Instabilitätswerte in den semiariden Ländern

Von Johannes F. Geliert Mit 1 Abbildung

Zusammenfassung: In Fortführung und Erweiterung von Arbeiten über die Niederschlagsschwankungen in Südwestafrika (Geliert 1948,1950,1955, 1962 und 1966) auf andere semiaride Gebiete wurde für eine Reihe südwestafrikanischer Regenmeßstationen die Instabilität der Niederschläge innerhalb des Zeitraumes von 1928/29 bis 1937/38 errechnet und auf einer Karte dargestellt. Ein Vergleich dieser Instabilitätswerte mit den Niederschlagsangaben aus extremen Jahren mit ihren großen ökologischen und ökonomischen Auswirkungen schränkte ihren Aussagewert diesen gegenüber stark ein und warnt vor deren Überbewertung. Summary: In continuing and extendig of studies on the variability of precipitation in South West Africa (Geliert 1948, 1950, 1955, 1962 and 1966) over other semiarid regions for any precipitation stations of South West Africa the instability is calculated for the period of the years 1928/29 to 1937/38 and represented in a map. A comparison of the instability with thedatas of precipitation in extreme years with its great consequences to the ecological and economical development restricts strongly the value of its evidence to thats and warns of its overtaxed.

Als Instabilität oder Variabilität des Niederschlages eines Ortes oder eines Gebietes soll die aus dem Vergleich der laufenden Niederschlagsmessungen und -berechnungen ermittelte und weiterhin zu erwartende mittlere relative Abweichung der Niederschlagssumme eines einzelnen Jahres von der Jahresnormalmenge bzw. dem langjährigen Mittel eines bestimmten Zeitraumes, ausgedrückt in Prozenten dieses langjährigen Mittels, verstanden werden. Diese Instabilitäts- oder Variabilitätszahlen stellen den Betrag dar, um den in Prozenten angegeben, die zu erwartenden Niederschlagssummen eines Jahres an einem bestimmten Ort oder in einem gegebenen Gebiet nach den bestehenden Erfahrungen durchschnittlich vom langjährigen Mittel nach oben oder unten abweichen können, ohne daß hierbei eine anhaltende Veränderung der Niederschlagsverhältnisse, wie sie einer Klimaänderung entsprechen würden, eintritt. Es handelt sich also, wie die verschiedenen Bezeichnungen aussagen, um annuelle Abweichungen vom langjährigen Mittel, die sich innerhalb der Jahre wiederholen, ohne daß hierdurch das langjährige Niederschlagsmittel eine nachhaltige Veränderung erleidet. Diese Instabilitäts- bzw. Variabilitätswerte des Niederschlages sind vielmehr der Audruck von Niederschlagsschwankungen, die ihre Ursache im jahrweise unterschiedlichen Ablauf der Witterungsprozesse im Rahmen der atmosphärischen Dynamik und deren Gesetzmäßigkeiten höherer Ordnung haben. Diese Kennziffern der Variabilität bzw. Instabilität besitzen in allen denjenigen Gebieten der Erde, in denen die Niederschläge gemäß den Gesetzmäßigkeiten der Witterungsbildung im Rahmen des Ablaufes der planetarischen Zirkulation der Atmosphäre große Unterschiede von J a h r zu J a h r aufweisen, deshalb eine so große praktische Bedeutung, namentlich in prognostischer Sicht, als mit diesen Niederschlagsschwankungen stets nachhaltige und nicht selten einschneidende Änderungen im Wasserhaushalt der betroffenen Gebiete und damit in deren gesamten Landschaftshaushalt bedingt sind, die nicht nur wesentliche Änderungen im Aspekt dieser Gebiete hervorrufen, sondern Änderungen in der substantiellen Landschaftsstruktur und im Ablauf der ihr eigenen Prozesse bewirken, die im gegebenen Falle aber auch den ökonomischen Wert des geographischen Milieus der betroffenen Gebiete als Produktivkraft verändern. Das gilt ganz besonders für solche Gebiete und Erdräume, die bei einer jahieszeitlich begrenzten oder ausdauernden Trockenheit eine mehr oder weniger deutlich ausgeprägte sommerliche Regenzeit aufweisen, deren Niederschlagsergiebigkeit vom jahraus, jahrein unterschiedlichen Ablauf der planetarischen Zirkulation abhängt, wie in den Monsunländern Süd- und Ostasiens oder in den semiariden Gebieten des tropischen Afrika am Rande der Sahara und im südlichen Afrika. Während in den asiatischen Monsunländern, besonders in Indien und China, der in den einzelnen Jahren voneinander abweichende Verlauf des Monsuns und die großen Schwankungen in der Ergiebigkeit seiner Niederschlagsbildung bis zur Ausprägung von extremen Trockenjahren mit ausgesprochenen Dürren und extremen Regenjahren mit großen Überschwemmungen zu empfindlichen ökonomischen Schwierigkeiten oder gar Katastrophen führen können, bewirken die in mehrjährigem Wechsel auftretenden Niederschlagsschwankungen in den genannten semiariden Gebieten des tropischen Afrika beider Hemisphären in Form eines Wechsels von guten und schlechten Regenjahren, wenn nicht gar in einer Folge von extremen Dürrejahren und Starkregenjahren, einschneidende Veränderungen im Landschaftshaushalt und damit im Nutzwert der ihnen eigenen Trocken- und Dornsavannen sowie Halbstrauch- und Sukkulenten-Halbwüsten als Weideländer für die nomadische Viehwirtschaft z. B. der Sudanvölker und für die stationäre Viehwirtschaft auf den Farmen z. B. der europäischen Kolonisten im südlichen Afrika, über die der Verf. an anderer Stelle berichtete (Geliert 1948, 1950, 1955, 1962, 1966).

224

F. G e l i e r t , Die Instabilität der Niederschläge in Südwestafrika (Namibia)

Zeitsc

B

h

a

r

^£/7ologie

Die Variabilität bzw. Instabilität der Niederschläge dieser Gebiete wird im erdweiten Rahmen in der Größenordnung von etwa 25 bis über 30% angegeben (vgl. Abb. 93 nach Biel 1929 in Blüthgen 1966 bzw. Abb. 11 nach Koeppe & de Long 19S8 in Heyer 1963). Ihnen gegenüber ergaben detaillierte Untersuchungen des Verf. (Geliert 1955) über die Niederschlagsschwankungen im Hochland von Südwestafrika Spannen der Niederschlagsschwankungen innerhalb des Zeitraumes von 1928/29 bis 1937/38, in dem mehrere Dürrejahre und das Starkregenjahr 1933/34 eingeschlossen sind, von im Durchschnitt von 53—198% und im Extrem von 36—244% des langjährigen Durchschnittes für den N des Hochlands von Südwestafrika (Otavi-Bergland) mit etwa 500 mm Jahresniederschlag und von durchschnittlich 30—238% und extrem 16—322% im äußersten Süden (S-Namaland und S-Kalahari). Auf den am Namibrand gelegenen Farmen Nudis (Bez. Karibib) bzw. Urikos (Bez. Maltahöhe) wurden die Extreme der Niederschläge in der genannten Zeit zu sogar 24 und 410% bzw. 18 und 441% des langjährigen Durchschnittes errechnet. Da diese Niederschlagsschwankungen von großem wissenschaftlich-theoretischem Interesse für die Erkenntnis der regionalen Dynamik des Wettergeschehens im südlichen Afrika sich erwiesen und außerdem zwischen dem Niederschlag und der Produktion des Weidefeldes an Pflanzentrockenmasse und deren Funktion als Viehfutter, wie Walter (1939, 1940, auch Geliert 1948) zeigte, eine direkte Beziehung besteht und die Niederschlagsschwankungen damit allgemein und speziell in ihren Extremwerten eine große ökologische und ökonomische Bedeutung besitzen, wurden vom Verf. die Niederschläge des oben genannten Zeitraumes von 1928/29 bis 1937/38 jeder der 70 Regenstationen mit vollständiger Beobachtungsreihe in Prozenten des langSüdwestafrika (Namibia):

Abb. 1 Linien gleicher Instabilität (Variabilität) im Hochland von Südwestafrika

Zeitschriftfür^Meteorologic

p

Gellert; Die

Instabilität der Niederschläge in Südwestafrika (Namibia)

225

jährigen Mittels errechnet und hieraus nach einem Schlüssel von Zelle (in Walter 1940) die Anzahl der sehr trockenen (D < 50% des langjährigen Durchschnittes), trockenen (51—85%), normalen (86—115%), feuchten (116-150%) und sehr feuchten J a h r e (> 151%) zu 18, 33, 21, 17 und 11% der Jahre errechnet. Da mehr als 50% der Jahre sich als trocken (< 86% des langjährigen Mittels) erwiesen, wurde für farmwirtschaftliche Zwecke ein schwerpunktmäßiges Niederschlagsmittel des genannten Zeitraumes aller Jahre mit einem Niederschlag unter dem langjährigen Durchschnitt als „unterdurchschnittliches Niederschlagsmittel" errechnet (D < D 10 J). Es liegt zwischen 60 und 70% des langjährigen Durchschnittswertes und repräsentiert den langjährigen einigermaßen sicheren Niederschlagswert des Weidefeldes im Sinne der oben zitierten Korrelation nach Walter. Dieses „unterdurchschnittliche Niederschlagsmittel" erlaubt es dem Farmer, auf Grund der Korreletionsziffern zwischen Niederschlag einerseits und Pflanzenproduktion des Weidefeldes, der hieraus sich errechnenden Weideeinheit (Weidefläche je Vieheinheit) und Bestockungsverhältnis zwischen Großvieh (Rindern) und Kleinvieh (Schafen, besonders Karakulschafen, und Ziegen) andererseits sein Farmareal unter den gegebenen ökonomischen und sozialökonomischen Verhältnissen von Südwestafrika optimal zu nutzen bzw. die Größe des benötigten Weideareals (Farmareal) für eine bestimmte Viehzahl zu errechnen. Gemeinsam mit dem oben genannten, für jede der 70 Regenmeßstationen mit lOjähriger Beobachtungsdauer errechneten Extremwerten stellt dieses „unterdurchschnittliche Niederschlagsmittel" in seinem absoluten und mehr noch relativen, auf das langjährige Mittel bezogenen Werten eine ökonomisch außerordentlich wertvolle Kennziffer dar. Da diese Kennziffern, insbesondere das „unterdurchschnittliche Niederschlagsmittel", aus der Besonderheit der Niederschlagsverhältnisse des Hochlandes von Südwestafrika abgeleitet wurden und ihre Gültigkeit deshalb auf dieses und höchstens seine nähere Umgebung mit annähernd gleichen Niederschlagsverhältnissen übertragen werden kann, machte es sich, um einen Vergleich mit anderen semiariden Gebieten mit bedeutender Viehwirtschaft, wie etwa mit den Sudanländern, zu ermöglichen (Geliert 1970), notwendig, eine Berechnung der relativen Veränderlichkeit (Variabilität) bzw. der Instabilität des Niederschlages im Hochland von Südwestafrika nachzuholen. Sie wird in der beistehenden Tabelle nebst Karte wiedergegeben und in der Tabelle mit den zitierten, früher errechrieten Extremwerten und den relativen Werten der oben als ökonomisch wertvolle Kennziffern zitierten „unterdurchschnittlichen Niederschlagsmittel" in Vergleich gesetzt. Hierbei zeigt sich, daß die Werte der „unterdurchschnittlichen Niederschlagsmittel" etwas über den aus der mittleren relativen Veränderlichkeit (Instabilität, s. o.) errechenbaren unteren, für die trockenen Jahre charakteristischen Werten liegt und damit ihrer oben zitierten Aufgabe einer Sicherung der Viehwirtschaft über die Mehrzahl der Jahre unter den gegebenen ökonomischen und sozialökonomischen Verhältnissen genügen. Gleichzeitig zeigt sich jedoch in voller Schärfe, daß die Werte der Instabilität bzw. Variabilität als mittlere relative Abweichungen vom langjährigen Mittel nach beiden Seiten, d. h. in Richtung auf die beiden Extreme, die Dürre- und die Starkregenjahre mit ihren großen ökologischen und ökonomischen Auswirkungen, keine Aussagen erlauben. Diese weichen ganz erheblich über das Mittel der relativen Abweichung ab. Daraus ergibt sich ganz allgemein die für jede Verwendung der Werte der Instabilität (Variabilität, mittlere relative Abweichung) wichtige Erkenntnis, daß diese in Statistiken oder Karten enthaltenen Werte keine Aussagen für das Maß der möglichen Niederschlagsextreme in ihrer vielseitigen Bedeutung für den Landschaftshaushalt und die Wirtschaft erlauben. Sie geben nach der Seite der Niederschläge geringer als das lang jährige. Mittel lediglich einen Hinweis für die in „normalen Trocken jähren" zu erwartenden Niederschläge, die es in solchen Gebieten mit einem bekannten häufigen Wechsel von guten und schlechten Regenjahren, insbesondere mit einer Vielzahl von trockenen Jahren, bei der Vorausschau oder Planung von jeder irgendwie gearteten niederschlagsabhängigen Produktion zu beachten gilt. Der Vergleich mit den für die in Südwestafrika mit mehr als die Hälfte aller Jahre mit Niederschlägen geringer als das langjährige Niederschlagsmittel errechneten „unterdurchschnittlichen Niederschlagsmittel" und deren Bedeutung als ökologische und ökonomische Kennziffer weist darauf hin, daß deren Niederschlag um mehrere Prozente — im Landesdurchschnitt um fast 13% — in Richtung einer größeren Niederschlagsmenge von Werten der mittleren relativen Abweichung (Variabilität, Instabilität) abweichen. In diesem Sinne dürften z. B. auch diejenigen für die Sudanländer mit ähnlichen Niederschlags- und Vegetationsverhältnissen (Dornsavannen, Halbstrauchsteppe bzw. Akazien-Halbwüste) zu bewerten sein (Geliert 1970). U m die ökologisch und ökonomisch so bedeutungsvolle Auswirkung der extremen Trocken- und Starkregen jähre voll einschätzen und in eine Planung einbeziehen zu können, wie das zweckmäßig und notwendig ist, sollten deren Werte in jeder speziellen meteorologisch-klimatologischen Charakteristik der Niederschlagsverhältnisse solcher semiarider Gebiete mit ausgeprägten Niederschlagsschwankungen zusätzlich besonders aufgeführt werden, wie es vom Verf. (Geliert 1955) für das Hochland von Südwestafrika geschah, und wie es im Rahmen einer Errechnung der Instabilität bzw. Variabilität als mittlere relative Abweichungen vom langjährigen Mittel ein leichtes ist. Ohne ihre besondere Herausstellung kann aus der Größe des Instabilitätswertes, wie er im allgemeinen angegeben wird, für die extremen Niederschlagsjahre nur auf ganz wesentlich höhere Abweichungen vom langjährigen Mittel geschlossen werden; das gilt ganz besonders für die extremen Starkregenjahre, deren Abweichungen im Hochland von Südwestafrika, wie die Niederschlagsdaten für die J a h r e 1928/29 bis 1937/38 zeigen, das vielfache des mittleren Instabilitätsgrades betragen können. Im Hinblick auf die theoretische Erforschung der Niederschlagsschwankungen und die für die semiariden Gebiete ökonomisch so wichtige Vorausschau auf die Niederschlagshöhe der bevorstehenden nächsten Jahre 15

226

F. Geliert, Die Instabilität der Niederschläge in Südwestafrika (Namibia) Die Niederschlagsverhältnisse D 10 J Ma 10 J Mi 10 J D < D 10 J Instabilität ns a l l a

in Südwestafrika

ZeitsC

]Lnd22rH^fh77Ol0Bie

1928/29—1937138

lOjähriger Durchschnitt des Niederschlags Maximaler Jahresniederschlag Minimaler Jahresniederschlag „unterdurchschnittliches Niederschlagsmittel" P l u s - + Minus-%-Werte 1928/29-1937/38 —

(vgl. hierzu Geliert 1955) Nr.

Station/Gebiet Name

D 10 J mm

MalO J

%

Mi 10 J

%

D < D 10 J

%

Instabilität

%

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10

Auuns West Tsumeb Nosib Gaub Grootfontein Otjirukaku Gaikaisa Rietfontein Klein Otavi Otavifontein

443,3 494,5 516,8 508,2 477,4 493,5 439,6 492,6 514,6 519,5

193 198 190 165 187 230 200 214 200 204

51 57 50 75 43 36 44 57 56 60

79 79 72 85 74 72 76 75 72 75

26,5 28,7 27,4 19,4 30,9 30,4 34,2 31,8 32,6 31,9

I

Otavi-Bergland

489,9

198

53

76

28,9

11 12 13 14

Otjitambi Hohenfelde Luisental Outjo

335,6 389,0 336,1 412,1

257 258 240 256

48 46 49 45

63 65 68 65

44,0 49,2 37,7 34,7

II

Gebiet von Outjo

368,2

253

47

64

40,2

15 16

Hohenfels Okakaua Ost

452,3 384,1

260 257

47 45

71 64

40,1 43,4

III

Gebiet von Otjiwarongo

418,2

259

46

67

40,3

17 18 19 20 21 22 23 24 25

Weißenfels Ombona Eheratingua Etendero Omaruru Nudis Okapehuri Wilhelmstal Erora Ost

398,0 394,9 379,6 300.2 274,7 160,5 317,9 324,6 342,2

245 257 310 291 314 410 290 315 343

45 24 43 33 38 24 41 17 26

63 58 60 65 64 49 68 58 60

44,3 42,7 53,6 40,6 51,0 71,6 43,5 52,4 56,5

IV

Gebiet von Omaruru-Karibib

321,4

308

32

61

47,3

26 27 28 29 30 31

Okamita Okahandja Waldfriede Asgard Frankenhof Düsternbrook

449,5 357,1 384,5 404,4 319,7 349,0

313 310 260 234 285 284

33 48 35 35 28 28

66 66 53 63 67 67

48,4 47,7 46,2 44,4 46,0 46,1

V

Gebiet v. Okahandja

377,3

281

35

64

46,4

32 33 34 35 36 37

Windhoek Klein Windhoek Krumhuk Boskop Hohenau Wortel

337,4 340,2 370,2 303,5 322,5 342,6

226 226 225 305 295 239

33 35 45 41 41 37

68 68 61 61 65 65

44,3 43,9 45,9 48,2 49,6 42,6

VI

Gebiet v. Windhoek

336,1

253

39

65

45,5

38 39 40 41 42 43 44 45 46

Okamatangera Ongombo Katjimane Günthersau Waaihoek Schlesierfarm Omatewa Karlsruh Gaus Kaukerus

419,5 443,6 398,6 426,2 429.1 387,7 328,3 315,8 310,8

219 250 216 245 193 261 245 245 248

34 45 47 51 46 49 47 28 39

65 67 60 73 68 64 73 68 62

41,8 39,2 39,5 36,6 37,8 44,9 36,6 39,2 46,1

Zeitschrift für^Meteorologie

Nr.

p

Gellert; Die

Station/Gebiet Name

Instabilität der Niederschläge in Südwestafrika (Namibia)

D 10 J mm

Ma 10 J %

Mi 10 J

D < D 10 J

%

%

227

IE Stabilität %

47 48

Styria Neuhof-Kowas

314,2 217,4

250 270

50 42

67 68

38,2 44,4

VIT

Gebiet von Gobabis

362,8

240

43

67

37,7

49 50 51 52 53 54 55 56

Urikos Haruchas (Ma.) Nomtsas Sandhof Namseb Maltahöhe Voigtsgrund Mariental

226,0 176,3 175,8 208,5 170,3 187,9 175,8 170,2

441 315 341 294 324 242 252 316

18 20 22 46 35 34 33 38

47 50 63 68 62 47 49 64

86,3 59,3 59,4 54,7 53,8 63.2 51,1 50,6

VIII

Gebiet von MaltahöheGibeon

183,6

316

31

56

52,6

57 58 59

Kameelbaum Haruchas (Gi.) Einsamkeit

214,1 210,5 174,3

222 266 253

36 34 42

69 65 59

49,7 43,7 39,9

IX

Kalahari östl. von Gibeon 199,6

247

37

65

45,1

60 61 62 63

Aruab Huams Helmeringhausen Bethanien

178,6 178,5 163,4 122,9

217 218 247 242

28 21 46 24

56 53 63 49

52,5 47,1 44,0 58,8

X

Gebiet von Bethanien

160,9

231

30

55

48,2

64 65 66 67 68 69 70

Keetmanshoop Aroab Louwsvley Swartkop Ariamsvley Karrasburg Warmbad

118,3 156,4 164,1 121,5 112,9 94,4 74,5

280 228 194 230 278 322 135

32 32 39 32 22 16 37

52 70 68 67 57 63 67

48,0 35,2 37,9 44,9 52,4 51,5 33,3

XI

S-Namaland- S-Kalahari

120,3

238

30

63

36,3

'

sollten die Berechnungen der einzelnen Jahresniederschläge in Prozenten, auf der die Berechnung der Instabilitätswerte beruht, genutzt werden, u m langjährige Kurven der Niederschlagsschwankungen zu entwerfen; unterstützt von anderen Werten als Indizes für die Niederschlagsergiebigkeit der einzelnen Jahre, wie z. B. durch die Ausmessung der Dicke von Anwachsstreifen im Querschnitt von Savannenbäumen, die in einem semiariden Klima, wie es Südwestafrika aufweist, den durch den Niederschlag bestimmten Feuchtigkeitsgehalt des Bodens der einzelnen Jahre widerspiegelt (Walter 1938), sollten sie über eine mathematische Interpretation in prognostischer Sicht in die folgenden J a h r e fortgesetzt werden, wie das für Südwestafrika geschah (Walter 1938) und wie sie sich hier im wesentlichen bis heute prognostisch bestätigte (Geliert 1950). Nach letzrten Mitteilungen aus Windhoek brachten so die Regenjahre 1967/68 bis 1969/70 außerordentlich wenig Niederschläge, das ganze kalaharische Südafrika litt daher unter einer schweren Dürre. Der Verlauf der Linien gleicher Instabilität oder Variabilität im Hochland von Südwestafrika (vgl. Karte) ähnelt mit dem Einschwenken aus dem NW-SE gerichteten Verlauf der in sich geschweiften 30%-Linie im Gebiet des Otavi-Berglandes und des nördlichen Sandfeldes im N E des Hochlandes auf einen meridionalen Verlauf dei 60%- und der 70%-Linien im Zuge des Abfalles des Hochlandes zur Namib in Anpassung an den Verlauf der SITC-Zone im Kalaharibereich einerseits und des Grenzsaumes zur Küstenwüste der Namib mit ihrer Senkung der Passatinversionsfläche gegen das Meer andererseits (Geliert 1962) sowie mit dem außerordentlich geschwungenen Verlaut über dem Hochland selbst, der aus dem Relief und der regionalen Stationsdichte resultiert, grundsätzlich dem auch aus dem Verlauf anderer Niederschlagslinien ersichtlichen Prinzip (Geliert 1955). Die Instabilitätslinieri ordnen sich also dem allgemeinen regionalen Prinzip der Beregnung des Hochlandes von Südwestafrika am Westrand des Kalaharibeckens sinngemäß ein. Die tabellarische und kartographische Wiedergabe der Instabilität bzw. Variabilität des Niederschlages im Hochland von Südwestafrika bildet damit eine sinngemäße Ergänzung der Darstellung der Niederschlagsverhältnisse dieses Gebietes, wie sie 1955 vom Verf. gegeben wurde.

15»

228

F. G e l i e r t , Die Instabilität der Niederschläge in Südwestafrika (Namibia)

ZeitS

Band22 & f t e677ologie

Literatur Biel, E., Die Veränderlichkeit der Jahressummen des Niederschlages auf der Erde. Geogr. Jahresber. aus Österreich 14/15, 1929, 151-180. Blüthgen, J., Allgemeine Klimageographie. 2. Aufl., Berlin 1966 Geliert, J. F., Niederschlagsschwankungen und Farmwirtschaft in Südwestafrika. Z. f. Meteorologie 1948, 142—145. Geliert, J. F., Klimabedingtheit und wirtschaftsgeographische Struktur der Farm Wirtschaft und Farmsiedlung in Südwestafrika. Erdkunde, Arch. f. wiss. Geogr., 1948, 282-302. Geliert, J. F., Regen- und Dürrekatastrophen im südlichen Afrika. URANIA 1950, 225-229. Geliert, J. F., Ein Jahrzehnt Niederschlagsschwankungen im südlichen Afrika und ihre Auswirkungen auf das Weidefeld und die Wirtschaft. Erdkunde, Arch. f. wiss. Geogr., 1950, 110-112. Geliert, J. F., Die Niederschlagsschwankungen im Hochland von Südwestafrika. Abh. d. Met. u. Hydr. Dienstes d. DDR, 32, 1955 Geliert, J. F., Wetterlagen und Niederschlagsschwankungen in Süd- und Südwestafrika. Z. f. Meteprologie 1962, 103—109. Geliert, J. F., Planetarische Zirkulation und Landschaftsgestaltung in Afrika südlich der Lundaschwelle, am Beispiel von Südwestafrika. Wiss. Veröfi. d. Dt. Inst. f. Länderkunde z. Leipzig, N. F. 23,124, 1966, 287-305. Geliert, J. F., Die Rolle des Klimas und der natürlichen Vegetation bei der wirtschaftsräumlichen Entwicklung im südwestlichen und nordöstlichen Afrika (dargestellt am Beispiel des Hochlandes von Südwestafrika und der Provinzen Kordofan und Darfur der DR Sudan), Manuskript 1970 - Geogr. Ges. d. DDR. Heyer, E., Witterung und Klima. Eine allgemeine Klimatologie. Leipzig 1963. Koeppe, O. E., and G. C. de Long, Weather and Climate. New York — Toronto — London 1958. Walter, H., Die Periodizität von Trocken- und Regenjahren in Dt. Südwestafrika auf Grund von Jahresringmessungen an Bäumen. Ber. d. Dt. Bot. Ges. 54, 1936, 608ff. Walter, H., Grasland, Savanne und Busch der arideren Teile Afrikas in ihrer ökologischen Bedingtheit. Jahrb. f. wiss. Bot. 87, 1939, 750 ff. Walter, H., Die Farmwirtschaft in Dt. Südwestafrika. Ihre biologischen Grundlagen. Teil I und II. Berlin 1940.

Anschrift: Prof. Dr. phil. habil. Johannes F. Geliert, o. Professor f. Physische Geographie an der Pädagogischen Hochschule Potsdam, 15 Potsdam, Helene-Lange-Str. 8

55i.593.653

Aspekte der internationalen Erforschung der Leuchtenden Nachtwolken*)

Von W. Schröder

Zusammenfassung: Nach einem historischen Überblick werden neuere Formen der internationalen Zusammenarbeit sowie die Wirksamkeit der IAMAP Gruppe dargestellt. Eine zunehmende Zusammenarbeit in den verschiedenen Bereichen wird bei der Erforschung der Leuchtenden Nachtwolken (LN) eine wichtige Rolle spielen. Summary: After historical remarks some features of international cooperation to advance the noctilucent clouds (abbreviation : NLC) are described. Increased cooperation of scientists of all countries is necessary for research work of noctilucent clouds and physics of the mesosphere.

1. Einleitung Die Gesetzmäßigkeiten im Bereich der höheren Atmosphäre sind bislang nur spärlich bekannt. Dies ist einerseits im Pehlen umfangreicher Messungen für diese Zone zu suchen, andererseits vielleicht dadurch zu erklären, daß die Physik der Mesosphäre lange Zeit hindurch unbeachtet blieb. Erst in neuerer Zeit sind Erkenntnisse durch Raketenmessungen bekannt geworden; gleichwohl bleibt der Wissensstand unbefriedigend. Vielleicht ist an diesem Dilemma auch ein wenig die überholte Vorstellung Schuld, daß man nur solche Forschungen beginnt, die auch „bereits zu Beginn sichtbaren Nutzen versprechen" (M. Steenbeck [16], S. 1478). Erst in jüngster Zeit ist man dazu übergegangen, die sog. Leuchtenden Nachtwolken als Indikatoren für mesosphärische Vorgänge aufzufassen und ihre Bewegungsvorgänge entsprechend zu deuten (vgl. W. Schröder, 1968, 1969). Nachfolgend sollen einige Entwicklungsphasen der Zusammenarbeit dargestellt werden mit dem Ziele, einen Überblick hierüber zu geben und zugleich die weitere Problematik vorzustellen.

2. Historisches I m Anschluß an den Ausbruch des Krakatau in der Sunda-Straße wurden überall auf der Erde auffällige Dämmerungserhellungen beobachtet. I m Jahre 1885 schließlich wurde das Auftreten „silberner nachtleuchtender Wolken" gemeldet. Systematische Untersuchungen dieser Wolken, die später als „leuchtende Nachtwolken" in die Literatur eingingen, führte der Berliner Astronom Otto Jesse durch. Er wurde in seiner Arbeit von der Berliner Akademie der Wissenschaften unterstützt; weitere Unterstützung erhielt er durch W. Foerster. Jesses Ergebnisse haben auch heute noch vielfach ihre Gültigkeit und zeigen damit am besten seine sorgfältige Tätigkeit. Leider konnte er seine Studien in den letzten Jahren seines Lebens nicht mehr durchführen. Etwa um 1885 begann V. K. Tserasky auf dem Gebiet der heutigen UdSSR seine Beobachtungen. I n späteren Jahren sind wiederholt sowjetische Beobachtungen bekannt geworden, wenngleich das diesbezügliche Material nicht homogen ist (vgl. 0. B. Vasilyev, 1967). Mitte der dreißiger Jahre publizierte für Nordamerika E. H. Vestine eine Zusammenstellung, während in Skandinavien C. Stornier gelegentlich seiner Polarlichtuntersuchungen ebenfalls Studien der LN betrieb. Bis etwa Anfang 1960 lassen sich aus verschiedenen Teilen der Erde immer wieder Beobachtungen von LN nachweisen; im ganzen gesehen handelt es sich jedoch nur um sporadische Unternehmen und Aufzeichnungen.

3. Neue Ansätze Der Zeitraum 1957—1969 ist gekennzeichnet durch die beiden großen geophysikalischen Unternehmen des „Internationalen Geophysikalischen Jahres (IGJ: 1957—1959)" und der „Internationalen Jahre der ruhigen Sonne (IQSY: 1964—1965)". Innerhalb dieser Zeitspanne erhielt auch die Nachtwolkenforschung einen gewaltigen Aufschwung.

1971,

*) Vorbereiteter Bericht für die Sitzung der „Noctilucent cloud working group" während der IUGG Tagung im August

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W. S c h r ö d e r , Internationale Erforschung der Leuchtenden Nachtwolken

ZeitS

Sand22H^fte/™'0600

3.1. Programme 1957-1969 Zu Beginn des I G J wurden in der UdSSR außergewöhnliche Anstrengungen zur Erforschung der LN vorgenommen. Ein weit aufgeteiltes Stationennetz wurde gebildet und ausführliche Anleitungen unter Mitwirkung der Akademie der Wissenschaften der UdSSR publiziert. Die sowjetischen Bemühungen waren von Erfolg geklönt und seit 1957 verfügt man dort über ein recht gutes Datenmaterial, das in verschiedenen Publikationen zugänglich gemacht wurde. In Mitteleuropa existierte einerseits das traditionelle englische Netz (unter der bewährten Leitung von J. Paton), andererseits, begann 1957 in Rönnebeck ein systematischer Dienst. 1962 konnte B. Fogle in „Nature" über eine gelungene Beobachtung von LN in Alaska berichten. Dies war der äußere Anlaß für den Aufbau eines amerikanischen Netzes. Dazu muß bemerkt werden, daß bis 1962 nur sporadische Daten aus Nordamerika bekannt waren; Ursache hierfür war das Fehlen systematischer Beobachtungen. Unter Förderung durch 8. Chapman konnte B. Fogle bis 1964 ein gut funktionierendes Netz aufbauen, das gegenwärtig durch A. D. Christie koordiniert wird. Über die amerikanischen Ergebnisse hat wiederholt B. Fogle berichtet [7], Obwohl die Existenz der LN für die Südhalbkugel bekannt war, fehlten doch andererseits ausreichende Unterlagen. Es gelang B. Fogle gute Fotografien von LN, die in Chile erhalten worden waren, vorzulegen. Mit den Beobachtungsschwerpunkten Amerika, Europa und UdSSR ist jedoch nur ein begrenzter Teil der Erdoberfläche erfaßt. Es muß festgestellt werden, daß in weiten Teilen der Erde keine Beobachtungen durchgeführt werden und somit Konsequenzen aus den vorliegenden Beobachtungen nur beschränkt möglich sind. Gelegentliche Beobachtungen wurden u. a. auch aus der Arktis und Antarktika bekannt, jedoch handelt es sich auch hierbei nur um sporadische Daten. Insgesamt gesehen, kann gegenwärtig also nicht von einer globalen Überwachung der LN gesprochen werden. Möglicherweise wiid dies durch die gegenwärtigen Absprachen mit der WMO erreicht werden können. 3.2. Tagungen 1957-1969 Während der IQSY wurden wiederholt in nationalen Programmen die LN berücksichtigt. Unter der Mitwirkung des seinerzeitigen Leiters des IQSY Sekretariats, C. M. Minnis, wurde ein erstes internationales Symposium über LN im März 1966 in Tallinn einberufen. Dieses Symposium wurde von Wissenschaftlern mehrerer Länder besucht und diente neben der Berichterstattung über Forschungsergebnisse insbesondere dem Kennenlernen der einzelnen Spezialisten, die oftmals nebeneinander ohne weitere Kontakte gearbeitet hatten. Dem stattlichen Tagungsbericht ist zu entnehmen, daß es sich dabei um eine gelungene Veranstaltung handelte. Eine weitere Vertiefung der internationalen Kontakte wurde durch die Gründung einer „IAMAP (IUGG) Noctilucent Cloud Working Group" anläßlich der IUGG Tagung in der Schweiz im Jahre 1967 herbeigeführt. Mit dieser Neugründung erhoffte man sich eine verstärkte Förderung der Nachtwolkenforschung auf breitester Basis. Insbesondere sollte die Zusammenarbeit koordiniert und eine allgemeine Beobachtungsanleitung herausgegeben werden. Ein wesentlicher Fortschritt war zweifellos die Herausgabe der ,,NLC Quarterly News Letter's", deren redaktionelle Betreuung in den Händen von A. D. Christie liegt. Diese Publikation will über neuere Arbeiten zur Physik der LN, der Mesosphäre und ihrer dynamischen Prozesse berichten, Hinweise auf Tagungen geben und kurze Beschreibungen laufender Arbeitsprogramme bieten. Besonders diese NLC Quarterly News Letters haben die Zusammenarbeit verstärkt und bilden eine ständige Kontaktmöglichkeit. Gelegentlich der CO SPAR Tagungen wurden wiederholt Vorträge über LN gehalten. Anläßlich der Tagung in Tokio sprachen u. a. E. Hesstvedt [9], A. D. Christie [2], B. K. Soberman und G. Witt. Eine weitere Nachtwolkentagung fand während der COSPAR Zusammenkunft im Jahre 1969 in Prag statt. Vorträge hielten 0. Fiocco, I. A. Ghvostikov und W. Schröder. Während dieser COSPAR Tagung fand auch eine weitere (2.) Sitzung der.Nachtwolken-Arbeitsgruppe statt. Die Herausgabe eines internationalen Beobachterbuches, die Ausdehnung des Beobachtungsnetzes sowie die Vorbereitung des nächsten (2.) internationalen Symposiums für LN während der UGGI Tagung im Jahre 1971 in Moskau wurden erörtert. Diese Tagung sollte von A. D. Christie, C. Willmann und I. A. Ghvostikov vorbereitet werden; nach dem kürzlichen Tod von I. A. Ghvostikov liegt die örtliche Leitung bei C. Willmann. Betrachtet man die vorstehend beschriebenen Zusammenkünfte, so wird deutlich, daß die internationale Zusammenarbeit in den letzten Jahren beträchtlich zugenommen hat und sich immer weiter verstärkt hat. Insofern ist von der Tagung in Moskau 1971 ein wichtiger Anstoß zur raschen Fortentwicklung der Erforschung der LN zu erwarten.

Zeitschriftfürlieteorologle

w

s p r ö d e r , Internationale Erforschung der Leuchtenden Nachtwolken

231

4. Gegenwärtige Problematik Wiewohl die Zusammenarbeit zunimmt, so bleibt dennoch die Tatsache bestehen, daß die Kenntnisse über die Physik der LN gegenwärtig sehr beschränkt sind. Sicherlich sind einige gute empirische Ansätze vorhanden, über einige morphologische Vorgänge, wie z. B. die Wellenstruktur, sind gute Ergebnisse bekannt. Trotz allem kann das gegenwärtige Wissen nicht befriedigen. Weitere Zunahme des Wissens ist sowohl durch empirische als auch theoretische Untersuchungen zu erwarten. Hier gilt es zunächst, daß wir zu einem globalen Beobachtungsnetz kommen. Es gilt ferner, daß die laufenden Beobachtungen koordiniert werden, daß kombinierte Beobachtungsmethoden simultan eingesetzt werden. Ferner sind internationale Kataloge zu erarbeiten; gute Vorarbeit hat zweifellos B. Fogle geleistet. Einzeluntersuchungen sollen u. a. betreffen: LN und Vorgänge der höheren Atmosphäre, Einordnung der LN in das solar-terrestrische Erscheinungsbild, thermische Prozesse in der Mesosphäre sowie der niederen Thermosphäre, Kopplungsbeziehungen zwischen Strato- und Mesosphäre (s. [10]), Zusammensetzung der einzelnen Atmosphärenschichten, Verteilung von H, H20 sowie Transport von CHit das Problem der photochemischen Modelle, Staubverteilung in der näheren Erdumgebung, die Natur der LN sowie das Verhalten der Eä-Schicht beim Auftreten von LN, schließlich sollte das Auftreten der LN auch im Verhältnis zur Atmosphäre anderer Planeten (Venus, Mars) diskutiert werden. Zu diesen unvollständigen Themen kommen schließlich spezielle Filmaufnahmen und Raketensondierungen hinzu (vgl. [13]). Sämtliche empirische Befunde sind theoretisch zu erörtern, zumal es trotz verschiedener diesbezüglicher Ansätze von A. D. Christie [3], E. Hesstvedt [9], W. Schröder [14] und G. Witt [18] immer noch kein einheitliches Bild zur Natur und Entstehung der LN gibt. 5. Meteorologische Bedeutung der LN Die Erforschung der Erdatmosphäre gehört zum Aufgabenbereich der Meteorologie, wenngleich die Abgrenzung zur Ionosphärenphysik usw. gelegentlich Schwierigkeiten bereitet. Die LN geben Auskunft über die Turbulenz und Bewegungsverhältnisse der Mesopause. sie sind ferner Manifestation gewisser physikalischer Prozesse in diesem Höhenbereich. Die kinematischen Vorgänge der LN geben detaillierte Einblicke in die mesosphärische Turbulenz, während die Wellen der LN als denkbares Beispiel der Gravitationswellen anzusehen sind. Ferner sind die LN als Indikator für die mesosphärische Zirkulation anzusehen und sie können Hinweise liefern für Untersuchungen über die Kopplung der verschiedenen Atmosphärenschichten. Diese kurze Aufzählung mag genügen, um die Bedeutung der Studien von LN zu kennzeichnen.

6. Ausblick Weitere Erkenntnis wird man nur bei zunehmender Zusammenarbeit und bei Verwendung sämtlicher Hilfsmittel erwarten können. Insbesondere wird man die LN nicht als isoliertes atmosphärisches Phänomen zu betrachten haben, sondernihr Studium im Rahmen der mesosphärischen Zirkulation betreiben müssen [14]. Wenn der Leibniz'sehe Satz „Theorici Empiricis felici connubio" (die Theoretiker mit den Empirikern in glücklicher Gemeinschaft) (zit. nach H.Ertel [4], S. 4) auch für die Erforschung der LN erfüllt ist, wird man mit weiteren Fortschritten rechnen können. Literatur [1] Attmannspacher, W., u. H. Faust, On a connection between heating levels and levels of maximum wind. Space Res. II, Amsterdam 1961, 1 0 9 4 - 1 1 0 6 . [2] Christie, A. D., A condensation model of noctilucent cloud formation. Space Res. IX (1969), 175—182. [3] Christie, A. D., The genesis and distribution of noctilucent cloud. J . Atmosph. Sei. 26 (1969), 168—176. [4] Ertel, H., Zur Einführung. Acta Hydrophys., 1 (1953), 3 - 4 . [5] Farlow, N. H., O. V. Ferry u. M. B. Blanchard, Examination of surfaces exposed to a noctilucent cloud August 1, 1968. Preprint 1969, 45 S. [6] Fechtig, H., u. M. Feuerstein, Particle collection results from a rocket flight on Aug. 1, 1968. MPIH - 1969 - V 13. [7] Fogle, B., Noctilucent clouds. TJAG R-1777 (Mai 1966). [8] Haurwitz, B., u. B. Fogle. Wave forms in noctilucent clouds. Deep-sea Res. Suppl. to 16 (1969), 85—925. [9] Hesstvedt, E., Nucleation and growth of noctilucent cloud particles. Space Res. IX (1969), 170—174. [10] Lauter, E. A., Zur Dauer der ionosphärischen Winteranomalie im Höhenbereich der Mesopausenregion. Gerl. Beitr. Geophys. 78 (1969), 9 9 - 1 0 2 . [11] NLC Quarterly News Letter, No. 1 - 7 . [12] Noctilucent clouds, ed. by I. A. Khvostihov u. G. Witt, Moscow 1967, 235 S. [13] ücse,0., u. H. Widdel, Zur Möglichkeit des direkten Nachweises vertikaler Luftbewegungen im Höhenbereich 75—80 km. Z. f. Geophys. 35 (1969), 2 1 1 - 2 1 2 .

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W . S c h r ö d e r , I n t e r n a t i o n a l e Erforschung der L e u c h t e n d e n N a c h t w o l k e n

Z e i t s c

^ ^ H e n B,1'?108'"

[ 1 4 ] Schröder, W., M e s o s p h ä r i s c h e Z i r k u l a t i o n u n d L e u c h t e n d e N a c h t w o l k e n ( M e s o s p h e r i c c i r c u l a t i o n a n d n o c t i l u c e n t c l o u d s ) , M e t e o r o l . R d s c h . 21 ( 1 9 6 8 ) , 5 4 - 5 6 . [ 1 5 ] Schröder, W., »Structure v a r i a t i o n s of t h e m e s o s p h e r e a n d n o c t i l u c e n t c l o u d s . V o r t r a g w ä h r e n d d e r X I T . C O S P A R - T a g u n g (1969). [ 1 6 ] Steenbech, M., E s s a y e i n e s N a t u r w i s s e n s c h a f t l e r s ü b e r P h i l o s o p h i e u n d E i n z e l W i s s e n s c h a f t e n . D Z f P h i l . 11 ( 1 9 6 3 ) , 1472— 1488. [ 1 7 ] Vasilyev, 0. B., A s t r o f i z i c e s k i e i s s l e d o v a n i j a s e r e b r i s t y c h o b l a k o v . I n f o r m , s o o b s c e n i e ( M o s k v a ) , N r . 4 ( 1 9 6 7 ) . [ 1 8 ] Witt, 0., O p t i c a l c h a r a c t e r i s t i c s of m e s o s p h e r i c a e r o s o l d i s t r i b u t i o n i n r e l a t i o n t o n o c t i l u c e n t c l o u d s . T e l l u s 20 ( 1 9 6 8 ) 98-113.

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BIETER RICHTER

Ein Beitrag zur Bestimmung der Verdunstung von freien Wasserflächen, dargestellt am Beispiel des Stechlinsees (Abhandlungen des Meteorologischen Dienstes der D D R , Kr. 88) 1969. 47 Seiten - 14 Abbildungen —18 Tabellen - 4 ° - 30,- M

Im Rahmen der Forschungsarbeiten zum Wärme- und Wasserhaushalt des Stechlinund Nehmitzsees erfolgten umfangreiche Untersuchungen zur Methode der Bestimmung der Verdunstungshöhe von der freien Wasserfläche. Grundlage hierfür bildeten die achtjährigen Messungen der verschiedensten meteorologischen Elemente und hydrologischen Faktoren. Die vorliegenden Meßwerte ermöglichten eine Berechnung der Verdunstung. Mit Floßverdunstungskesseln bestanden günstige Voraussetzungen, aus Vergleichen sowie Aussagen über Genauigkeitsgrad und Brauchbarkeit Ergebnisse zu erzielen. Hierbei wurde eine wichtige Forderung der Praxis erfüllt, nach der im Hinbliok a uf die Erschließung der Seen und deren Nutzung die Verdunstung als Wasserhaushaltsgröße eine bedeutende Bolle spielt. Zahlreiche aus der Literatur bekannte Ergebnisse, die zum Teil schon über 50 Jahre zurück liegen, aber heute immer noch Verwendung finden, genügen diesen Anforderungen dagegen nicht mehr. Methodische Mängel und zu kurze Beobachtungsreihen sprechen gegen eine weitere Verwendung dieser Ergebnisse. Ziel dieser Arbeit war es daher, hier eine Lücke zu schließen und Grundlagen zu erarbeiten, mit deren Hilfe im Bedarfsfalle auf einfachem Wege plausible Aussagen über die Verdunstungshöhen

verschiedener

Gewässer gemacht werden können.

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Das Modell des symmetrischen atmosphärischen Dynamos und seine Anwendung zur Bestimmung der Leitfähigkeit des Ionosphärenplasmas aus den geomagnetischen Sq-Variationen (Abhandlungen des Geomagnetischen Instituts Potsdam der Deutschen Akademie der Wissenschaften zu Berlin, Nr. 37) 195S. 156 Seiten - 41 Abbildungen

- 13 Tabellen - 4° - 17,SO M

Die Entwicklung der Ionosphären- und Hochatmosphärenphysik während der letzten 10 bis 15 Jahre war vor allem durch eine weitgehende Verbesserung der Meßmethoden gekennzeichnet. Diese Verbesserung der indirekten Meßmethoden sowie die verstärkte Anwendung direkter Messungen mit Hilfe von Raketen und Satelliten hat zu einer Vervollkommnung der Kenntnisse über die verschiedensten Ionosphärenparameter geführt. Dieser Portschritt auf dem Gebiet der Hochatmosphärenphysik und die sich daraus ergebenden beobachteten geomagnetischen Variationen werden behandelt. Es wird nachgewiesen, daß zahlreiche neu hinzukommende Erkenntnisse zur Modifizierung, Abänderung oder gar Ablehnung gewisser vorhandener Theorien und Modelle zwingen.

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