Zeitschrift für Meteorologie: Jahrgang 1, Heft 7 April 1947 [Reprint 2021 ed.] 9783112557624

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Meteorologie H e r a u s g e b e r Pro!. Dr. R. SÜRING Direktor des Meteorologischen Zeniralobseivaloriums Potsdam

unter Mitwirkung von Prof.Dr.G.Falckenberg-Wamemünde • Prof.Dr.W.König-Poisdam und Prof. Dr. F. Schindelhauer-Potsdam

JAHRGANG

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A P R I L

1947

DEUTSCHER ZENTRALVERLAG GMBH BERLIN

Inhaltsverzeichnis Seite

Meteorologische lind geophysikalische Sonderberichte:

Aufsätze und kleinere Mitteilungen: F. W. P a u l G ö t z : Neueres zur Ozonfrage . . 193 F. A l b r e c h t : Eine einheitliche Darstellung des. Absorptionsspektrums von waisserdampfhaltiger Luft und flüssigem Wasser . . . .

194

H e l m u t B e r g : Der jährliche Gang der Häufigkeit einiger tiefer Wolkenformen in verschiedenen Klimagebieten

196

H. P h i l i p p s :

H. B u r k h a r t : Luftelektrische Feldmessungen mit Elektrometerröhren

Synoptischer Bericht über die Monate Dezember 1946 bis Februar 1947

212

H a n s E r t e l : Ueber die Akkumulation von Chlor-Ionen in driftenden Meernebeln . . . 213

Franz Bergmann & Paul Altmann K . G .

Höhenwindmessungen in Lindenberg. Juni 1946 . 222 Provisorische

ZüricheT

NW7

223 Sonnenflecken-Relativ-

zahlen für das erste Vierteljahr 1947 . . . . Wetterkarte

223 223

Bibliographie: Zeitschriftenschau

224

Berichtigungen

224

FRANZ

H U G E R S H O F F G M B H

L e i p z i g W 33

L ü t z n e r S t r a ß e 77

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215

Witterungsbericht der sowjetischen Okkupationszone Deutschlands. Februar 1947 220 Nordlicht-Beobachtungen

Gradientwind-Nomogramm . . 201

BERLIN

Seit«

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F e r n r u f 42 515

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A. ©

S A C H S E

&

CO.

NEU HAU S AM RENN W E G (Thüringen)

Zeitschrift für Meteorologie Herausgegeben von

R. S ü r i n g - Potsdam, Meteorologisches Zentralobservatorium unter Mitwirkung von

Prof. Dr. G. F a l c k e n b e r g - W a r n e m ü n d e , Prof. Dr. W . K ö n i g - P o t s d a m und Prof. Dr. F. S c h i n d e l h a u e r - P o t s d a m

Heft 7

Potsdam

Neueres zur Ozonfrage Das atmosphärische Ozon ist als .,Ozonschicht" hauptsächlich in 2 0 bis 2 5 km Höhe konzentriert, die geringen Spuren in B o d e n n ä h e sind nur Ausläufer der hohen Schicht. Sein B e t r a g wird als Gesamtmenge in vertikaler Richtung über dem Beobachtungsort, reduziert auf Normalverhältnisse, in cm angegeben und schwankt zwischen ,1,5 und 4 , 5 mm, bildet also nur einen geringen B r u c h t e i l der homogenen Atmosphäre von 8.km. T r o t j d e m spielt das Ozon wegen seiner ausgesprochenen Absorptionseigenschaften, die j a auch zu seiner spektroskopischen B e s t i m m u n g dienen, eine i m m e r m e h r e r k a n n t e ausschlaggebende R o l l e in der oberen Atmosphäre. Nachdem erst vor kurzem ein Überblick „ D e r Stand des Ozonproblems" 1 ) e r s t a t t e t worden ist, mag es m i r in der Fixierung meines R e f e rats gestattet sein, mich auf einige seither bekanntgewordene Arbeiten 2 ) zu beschränken. An Beobachtungen erschienen die mit Spannung erwarteten W e r t e eines Ortes so hoher geographischer B r e i t e wie T r o m s ö ' ) . D e r Jahresgang des Ozonbetrags ist dort charakterisiert durch einen gewaltigen eruptionsartigen Anstieg im J a n u a r ; wenn ich versuche, die verschiedenen J a h r g ä n g e zusammenzufassen, scheint e r aus einem etwa vom 10. D e z e m b e r bis 10. J a n u a r vorhandenen ausgesprochenen „Ozonloch" heraus seinen Ausgang zu n e h m e n ; Anfang März wird schon das Jahresmaximiftn überschritten. V o r allem wird f ü r T r o m s ö auch die besonders interessierende vertikale Verteilung nach der Methode des U m k e h r e f f e k t s abgeleitet. D e r Schwerp u n k t senkt sich von 27 km f ü r einen Ozonbetrag 0 , 1 6 0 cm 0 3 auf 2 1 k m f ü r 0 , 4 0 0 cm 0 3 , das Anschwellen des Ozons vollzieht sich zwischen 5 und 20 km Höhe unter Bildung eines möglicherweise zweiten Maximums der vertikalen Verteilungksurve. — Nun fehlen uns noch etliche Beobachtungen der vertikalen Ozonverteilung im Äquatorialgebiet, die auch' 1) W. B. Goß, Vierteljahrssdir. Naturf. Ges. Zürich 89, 250. 1944. 2 ) Die Drucklegung einer Ozon-Sondertagung 1944 in Tharandt war dem Berichterstatter leider bisher nicht zugänglich, so daß über die Vorträge nicht referiert werden kann. ') E. Tönsberg and K. L. Olsen, Investigations on atmospheric ozone at Nordlysobcrvatoriet, Tromsö. Geofys. Publ. 13, No. 12, Oslo. 1944.

April 1947

Von F . W . Paul Götz nach einer weiterhin zu besprechenden Arbeit von H. U. D ü t s c h J ) sehr erwünscht wären. D i e älteste Bestimmungsmethode der vertikalen Ozonverteilung auf Grund des U m k e h r e f f e k t s dürfte vor allem dann nochmal zu E h r e n kommen, wenn das B e m ü h e n von G. M. B . D o b s o n erfolgreich sein wird, durch Verwendung des Elektronenvervielfachers die Lichtstärke seines Spektralphotometers auf etwa das Hundertfache zu steigern. Die Aera der R a k e t e n a u f s t i e g e ist dem Ozonproblem offenbar noch nicht zugute gekommen. Aus D o b s o n s B a k e r i a n L e c t u r e ' ) sei der eindrucksvolle rasche Anstieg des Ozonbetrages von 0 , 2 5 auf 0 , 4 5 cm in einer Gewitterwolke erwähnt. Die Ozonvariationen werden, wie auch in der T r o m s ö e r Arbeit, auf die Lage der meteorologischen F r o n t e n b e a r b e i t e t ; der W a r m f r o n t am Boden geht ein Fallen des Ozons etwa einen Tag voraus. V o r allem gibt D o b s o n in dieser Arbeit die ersten zuverlässigen Messungen der stratosphärischen Feuchtigkeit als Basis einer Abschägung, wie der Anteil von Ozon und -Wasserdampf f ü r die Strahlungsgleichgewichtstemperatur ist. I n Arosa wird die nun 2 0 j ä h r i g e Beobachtungsreihe weitergeführt. E i n Zusammenhang zwischen Ozongehalt und Sonnenaktivität nach der 11jährigen Periode scheint m e h r und mehr zweifelhaft oder wird doch durch die großen m e h r j ä h r i g e n Wellen überdeckt, die bei ihrem engen Zusammenhang mit der Luftdruckverteilung auf meteorologische Ursachen weisen. Auf eine wahrscheinliche 27 tägige Periode dagegen (wohlverstanden eine W e l l e und nicht einen sich nach 27- Tagen wiederholenden Anstoß) ist schon in den V e r h . der Schweiz. Naturf.-Gesellschaft 1 9 4 3 hingewiesen. D i e ,15,5tägige W e l l e scheint kalendermäßig mit einem Ozonminimum j e am 21. J u n i (Sommer6olstitium) und 22. S e p t e m b e r (Herbstäquinoktium) festzuliegen, was für die Frage, der Singularitäten bemerkenswert ist, auf die wir noch mit ein paar W o r t e n zurückkommen. ') Hans-Ulrich Diitsch, Photochemische Theorie des atmosphärischen Ozons unter Berücksichtigung von Nichtgleichgewichtszuständen und Luftbewegungen, Dissertation Universität Zürich 1946. •5) G. M. B. Dobson with A. W. Brewer and B. M. Cwilong, Meteorology of the lower stratosphere, Proc. Roy. Soc. A. 185, 144, 1946.

193

Zur T h e o r i e hat H. U . D ü t s c h 4 ) die F r a g e des photochemischen Ozongleichgewichts weitergeführt. .Während die errechnete v e r t i k a l e Verteilung ziemlich gut mit den bisher vorliegenden Messungen übereinstimmt, widerspricht der f ü r verschiedene geographische B r e i t e n und J a h r e s . Zeiten errechnete Ozonbetrag zunächst dem B e f u n d , so daß sich das Ozon nicht in der ganzen Atmosphäre im Gleichgewicht befinden kann. D ü t s c h entwickelt so die Ansäge f ü r den F a l l des Nichtgleichgewichts mit Berücksichtigung auch von L u f t s t r ö m u n g e n und des Austauschs. D i e Austauschkoeffizienten der Stratosphäre werden erstmals auf Grund der R e g e n e r sdien Sauerstoffentmischung abgeleitet und die Bedeutung des Austausch» für die Stratosphäre gewürdigt. P h a s e der jahreszeitlichen Schwankung und ein „Ozong ü r t e l " in 6 0 ° B r e i t e entspricht nun den Beobachtungen, aber die Amplituden sind noch zu klein. Durch Postulierung einer meridionalen Zirkulation gelingt es D ü t s c h , die jahreszeitlichen Schwankungen auch in der Amplitude richtig wiederzugeben. — E i n e r gründlichen A r b e i t von M. N i c o 1 e t 6 ) wollen wir hier nur seine Ergebnisse ü b e r die w e t t e r h a f t e n Sdiwankungen des Ozons entnehmen. I n einer Antizyklone gehen Advektion und dynamische Effekte (aufsteigende Strömungen in der unteren Stratosphäre im Zusammenhang mit e r h ö h t e r Tropopause) etwa in gleicher Größenordnung von j e — 0 , 0 1 5 cm O g ein. H i n t e r der K a l t f r o n t der Zyklone entsprechend mit j e + 0 , 0 1 5 cm, und der Gesamtbetrag erhöht sich in diesem F a l l e infolge Absteigens der stratosphärischen L u f t an der K a l t f r o n t auf + 0 , 0 5 0 cm 0 3 .

Erwähnen wir nun noch einige allgemeine Folgerungen an Hand der A r b e i t von D o b s o n 6 ). Ozon scheint von gleicher Wichtigkeit wie Wasserdampf und K o h l e n säure für das Strahlungsgleichgewicht der unteren Stratosphäre, deren T e m p e r a t u r vom Mischungsverhältnis dieser drei Gase abhängt. I m J a h r e s l a u f hinkt bekanntlich die T e m p e r a t u r der unteren Luftschichten dem Sonnenstand nach, und noch s t ä r k e r ist dieses Nachhinken in der oberen Troposphäre. Steigen wir noch höher in die untere Stratosphäre, so k e h r t sich dieses V e r h a l t e n vollständig u m ; hier fallen die höchsten T e m p e r a t u r e n des J a h r e s nun gerade auf die Zeit des Sonnenhöchststandes. D a m i t ist übrigens, wie hier eingeflochten sein mag, auch die Antwort auf die Fragestellung von F l o h n 7 ) gegeben, der sich wundert, daß auch die den Witterungsablauf entscheidenden Spicgelungspunkte der Singularitäten auf die Sonnenwenden fallen, obsdion die Troposphäre in der Temperatur nachhinkt. D i e entscheidenden Schwingungsvorgänge liegen eben in der Stratosphäre. Um aber nun wieder zum eigentlichen T h e m a zurückzukehren: Das Maximum des Ozonbetrags fällt schon auf das Frühj a h r . E s ist also ganz verständlich, daß die T e m p e r a turen der Stratosphäre denen der Troposphäre wieder voreilen, wenn man nur annimmt, daß das Ozon schon bei der Erwärmung der unteren Stratosphäre eine R o l l e spielt. I n größeren Höhen wird es dann m e h r und m e h r ausschlaggebend, wobei bei der „warmen Schicht" ( P e n n d o r f ) dann freilich weniger die Strahlung von der E r d e her, als die direkte Sonnenstrahlung entscheidend ist. Anschrift des Observatorium.

Verfassers:

Arosa. (Schweiz), Lichtklimat.

Eine einheitliche Darstellung des Absorptionsspektrums von wasserdampf haltiger Lui t und flüssigem Wasser Mit 1 Abbildung D i e Absorption des Wasserdampfes und des flüssigen Wassers ist in allen Wellenlängengebieten, nn denen sie stattfindet, von meteorologischer Bedeutung. In den Gebieten der heliogenen Strahlung von Sonne und Himmel (X = 0,5 und 4 , 0 n) kann die Absorption als I n d i k a t o r des Wasserdampfgehalles der L u f t benutjt werden oder auch unmittelbar von Wichtigkeit f ü r die E r w ä r m u n g der Atmosphäre sein. I n dem Gebiet der T e m p e r a t u r s t r a h l u n g (X > 4 (t) bildet die Was.serdampfabsorption und die in den gleichen Wellenlängen erfolgende Strahlungsemission eiine der wichtigsten Wärmequellen im Wärmehaushalt der Atmosphäre. D a die Wasserdampfabsorption in B a n d e n erfolgt, deren I n t e n s i t ä t mit der Wellenlänge der absorbierten Strahlung stark veränderlich ist, ist es schwierig, eine Darstellung f ü r die Absorption des Wasserdampfes zu finden, die f ü r alle Wellenlängenbereiche und f ü r alle Absorptionsgrößen eine unmittelbare Übersicht ermöglicht. In der Abbildung wird versucht, ein Diagramm der Wasserdampfabsorption zu zeichnen, das die versdiiedenen Absorptionsgrößen in den verschiedenen (i) M. Nicolet, L'ozone et ses relations avec la situation atmosphérique. Inst. Roy. Met. Belgique Mise. 19, 1945. ') H. Flohn, Kalendermäßige Bindungen im Wettergeschehen. Naturw. 30, 718, 1942.

194

Von F. Albrecht - Potsdam Wellenlängen einheitlich zusammenfaßt. In der Abszisse dieses Diagramms ist die Wellenlängenskala als c Frequenzskala — also m i t dem Maßstab v = ---- — A. aufgetragen, wobei die F r e q u e n z v = 0 (entsprechend ^ ..= co) an den rechten R a n d der Darstellung verlegt wurde, um das gewohnte B i l d der nach rechts wachsenden Wellenlängenwerte wiederzuerhalten. Aufgetragen ist aus diesem Grunde nur die Skala der X. In der Ordinate ist der Logarithmus des logarithmischen Absorptionsvermögens kX aufgetragen. B e n u t j t wurden bei der E r m i t t e l u n g der Absorptionswerte die von H e t t n e r 1 ) beobachteten Absorptionen des reinen Wasserdampfes von 1 0 0 ° C, reduziert nach der von Fowle 2 ) e r m i t t e l t e n Durchlässigkeit wasserdampfhaltiger L u f t im Gebiet der Rotationsschwingungsbande um 6 , 2 6 H nach dem vom Verfasser 3 ) f r ü h e r angegebenen Verfahren, f e r n e r die W e r t e , die Pasdien 4 ) f ü r die B a n d e bei 2,7 (i. gefunden h a t t e , und die Messungen von H e t t n e r f ü r die Wasserdampfbanden bei 1 , 8 5 ; 1 , 3 6 ; 1,13 und 0 , 9 5 . F ü r die B a n d e n bei 0 , 8 3 ; 0 , 7 3 und 0 , 7 1 ; 0 , 6 6 und 0 , 6 4 ; sowie 0 , 6 0 standen nur die Angaben über die Anzahl der absorbierenden Spektrallinien mit ihren g e s c h ä l t e n Intensitäten zur Verfügung, die Mecke 5 ) veröffentlicht hatte. I m äußersten Lang-

welligen wurden noch die Messungen von Kuehne 6 ) verwandt. B e i den Banden von 2,7 [i bis 0,61 wurde soweit als möglich auch ihre relative Intensität im Sonnenspektrum zum Vergleich herangezogen. 7 ) Das gleichfalls in die Darstellung eingezeichnete Spektrum des flüssigen Wassers wurde von Aschkinass") und von Rubens und Ladenburg 9 ) durchgemessen. Bei der Darstellung des Wasserdampfspektrums fällt besonders die ungefähr gleiche Breite der Banden im Frequenzspektrum auf. Außerdem ist der ungefähr lineare Abfall der maximalen Absorption der verschiedenen Banden in der doppelt-logarithmischen Absorptionsskala bemerkenswert. E r gab die Möglichkeit, die Minima der Absorption zu extrapolieren, die bisher .noch nicht untersucht wurden. In der doppeltlogarithmischen Skala scheint dann auch die Tiefe der verschiedenen Absorptionsbanden — also der Unterschied zwischen dem Maximum der Absorption einer Bande und dem Mittel der beiden ihm benachbarten Minima — annähernd die gleiche zu sein. Eigentliche Beobachtungen liegen darüber noch nicht vor, auch

oder fehlender Absorption. Der von den Liniengruppen eingenommene Teil des Spektrums ist auch in den Absorptionsgebieten weniger als l/io des gesamten Spektralgebietes. Ganz im Gegensat; zu diesen Verhältnissen im kurzwelligen Gebiet stehen die Verhältnisse im langwelligen Gebiet, wo die Absorptionslinien in einer Bande so dicht liegen, daß an der Erdoberfläche ein, weitgehendes gegenseitiges Überlappen der einzelnen Linien angenommen werden muß. In die Abbildung ist — wie erwähnt — in gleichem Maßstabe neben dem Absorptionsspektrum des Wasserdampfes audi das Spektrum des flüssigen Wassers eingetragen. Dieses Spektrum kann recht einfach in der doppelt-logarithmischen Skala durch eine fast gerade Linie angenähert werden. Diese Linie steigt nach der Frequenz 0 bis zu dem Wert k j _ = 3,8 an und geht auf der linken Seite bei X = 0,54 [i durch den Wert 1,3 • 10~4. Um diese fast gerade Mittellinie herum ist die Kurve der Absorption geschwungen. Ihre Höchstwerte lassen deutlich Beziehungen zu entsprechenden Höchstwerten des Wasserdampfspektrums erkennen.

s Absorptionsspektrum H20

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0.9

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1.1

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f \ - / t

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10 20 SO*

Die Spektralmteilung der Absorption in Wasserdampfund flüssigem Wasser aus dem Sonnenspektrum lassen sich diese geringen Absorptionen nicht ohne weiteres feststellen, da bei den Banden im Sonneninfrarot die Ermittelung der ungestörten Spektralverteilung der Sonnenstrahlung schwierig ist. Für die kurzwelligen Banden dürfte sich aber aus einer Auswertung des Utrechter photometrischen Atlasses 7 ) des Sonnenspektrums noch eine wesentliche Verfeinerung der Darstellung ergeben. Es bleibt noch zu erwähnen, daß selbstverständlich die in der Abbildung dargestellten Absorptionen Mittelwerte angeben, wie sie etwa mit einem Spektrometer mit verhältnismäßig breitem Spalt gemessen werden, und keineswegs etwa über die Absorption der Einzellinien Aufschluß geben können, aus denen die Banden gebildet werden. Diese Bemerkung gilt besonders für die kurzwelligen Banden bei 0,6 und 0,7 lt. Die Struktur dieser Banden zeigt nach dem erwähnten Utrechter Atlas des Sonnenspektrums Liniengruppen mit verhältnismäßig großer Absorption (bis zu 40 °/o) zwischen wesentlich breiteren Gebieten sehr geringer

Nur liegen alle diese Maxima in der Abbildung nach rechts, also nach größeren Wellenlängen verschoben. Die Verschiebung ist für alle Frequenzen etwa gleich groß und beträgt rund A v = 1 ' 10 13 . Die Amplitude der Schwingung um die Mittellinie ist variabel und sehr viel geringer als die Unterschiede zwischen den Absorptionshöchstwerten in den Wasserdampfbanden und den Tiefstwerten zwischen ihnen. Zwischen der Ausbuchtung um die Mittellinien für die Wasserabsorptionskurven und für die Wasserdampfabsorptionskurven besteht mindestens das Verhältnis 1 : 5. Beide Erscheinungen, die weit geringere Änderungen mit der Wellenlänge und die Verschiebung der Absorptionsmaxima nach den größeren Wellenlängen bei dem flüssigen Wasser hängen offenbar mit der -stärkeren gegenseitigen Bindung der Wassermoleküle in der flüssigen Phase gegenüber den Verhältnissen bei dem Wasserdampf zusammen. Als weitere Eigentümlichkeit des Wasserdampfspektrums ist zu erwähnen, daß die Mittellinie der Ab-

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Sorption der flüssigen Phase stets über der Mittellinie der Absorption der dampfförmigen P h a s e liegt. Dieser Unterschied wächst mit wachsender Wellenlänge in den beiden legten Rotationsschwingungsbanden. B e i 2,7 und 6 , 2 6 p. ist die nahezu kontinuierliche Absorption des flüssigen Wassers fast dreimal so groß (linear gemessen) wie die des Wasserdampfes im stärksten Absorptionsgebiet. Vergleicht man die entsprechenden Maxima der Absorption des flüssigen Wassers und des Wasserdampfes, so k o m m t man sogar auf den Unterschied einer Größenordnung. Diese starke Absorption des flüssigen Wassers ist der Grund f ü r die starke Ausstrahlung der Wolkenoberflächen und auch dafür, daß I n f r a r o t s t r a h l e n den Nebel und die W o l k e n nicht zu durchdringen vermögen. Durch W o l k e n hindurch gelangt also — . wie b e k a n n t — k e i n e Ausstrahlung der Erdoberfläche im Gebiet der Temperaturstrahlung (also im Spektralgebiet von 9 bis 12 (J.) unmittelbar in den W e l t r a u m . Zusammenfassung: Es wird eine einfache Darstellung des Wasserdampfspektrums von den Regenbanden des sichtbaren Sonnenspektrums bis zu dem äußersten infrarot gegeben. Benußt wird hierbei eine frequenzgleiche Skala in der Abszisse und eine doppelt-logarithmische Absorptionsskala in der Ordinate. Hierdurch wird eine einheitliche Darstellung in allen Spektralbereichen ermöglicht. Die in diese Koordinaten eingetragene Absorptionskurve des Wasserdampfes zeigt die einzelnen Absorptionsbanden als Maxima, zwischen denen Minima liegen, in denen der Wasserdampf um' einige Größenordnungen durchlässiger ist. Es ist aber wahrscheinlich, daß auch dort die Durchlässigkeit nicht unbegrenzt ist, sondern — ähnlich wie die Maxima in der erwähnten Darstellung — auf einer Geraden liegt, die annähernd parallel zu der durch die Maxima zu legenden Geraden verläuft. Auf die besonderen Verhältnisse

hei der Absorption in den kurzwelligeren Regenbanden des Wasserdampfspektrums im sichtbaren Gebiet wird noch kurz eingegangen. In das gleiche Koordinatensystem wird die Absorptionskurve des flüssigen Wassers eingezeichnet. Auch diese ordnet sich in dieser Darstellung um eine annähernd geradlinig verlaufende Mittelkurve. Die Maxima dieser Kurve Hegen gegenüber den Maximis der Wasserdampfabsorptionskurve nach größeren Wellenlängen verschoben. Der Verschiebungsbetrag ist für alle Frequenzen gleich = 1 • 10 13 . Die Amplituden der Schwingungen der Absorptionslinie des flüssigen Wassers um die Mittellinie betragen nur 1 /s der Schwingungen der Absorptionskurve des Wasserdampfes um seine Mittellinie. Die Mittellinie der Absorptionskurve des Wasserdampfes liegt wesentlich tiefer als die des flüssigen Wassers. Der Unterchied wächst mit wachsender Wellenlänge, so daß in den beiden langwelligsten Rotationsschwingungsbanden eine wesentlich größere Absorption für das flüssige Wasser besteht als für den Wasserdampf bei Höchstwerten seiner Absorption. Literaturverzeichnis (1) G. Hettner,

Dissertation Berlin 1918.

(2) F. E. Fowle,

Smiths. Mise. Coll., 68, 1917, No. 8.

(3) F. Albrecht, Zs. f. Geophys., Bd. 6. 1930. S. 41; siehe auch Met. Taschenb. von F. Linke, Bd. 4, 1939, Tabelle 125a, S. 247. (4) F. Paschen, Ann. d. Phys. 51, 1894; 52, 1894, S. 209; 53, 1894, S. 335. (5) R. Mecke, Zs. f. Phys. 81, 1933, S. 33, S. 445, S. 465. (6) Kuelme,

Zs. f. Phys., 84, 1933, S. 722.

(7) Photometr. Atlas of the Solar-Spectrum der Sternwarte Sonnenbergh (Utrecht), Verlag Dr. Schnabel, Amsterdam; Kampfert und "Allen, Amsterdam 1940. (8) Aschkinass, (9) Rubens

Ann. d. Phys., 55, 1895, S. 401.

und Ladenburg,

Berliner Berichte 1922.

Der jährliche Gang der Häufigkeit einiger tiefer Wolkenformen in verschiedenen Klimagebieten Von Helmut Ü b e r den jährlichen Gang im V o r k o m m e n verschiedener W o l k e n f o r m e n lassen sich zwar aus den physikalischen Entstehungsbedingungen allgemeine Aussagen machen; über Einzelheiten und über die Verhältnisse in verschiedenen K l i m a t e n sind wir dagegen nur wenig unterrichtet. Solche Untersuchungen haben zweifellos ihre methodischen Schwierigkeiten. D i e Wolkenangaben der Klimastationen sind als Unterlage etwas dürftig. B e i hohen und mittelhohen W o l k e n k o m m t die Schwierigkeit hinzu, daß diese häufig durch tiefe W o l k e n verdeckt werden. Man kann sich dann nicht einfach damit helfen, daß man die Häufigkeiten in Prozent der F ä l l e ausdrückt, wo eine Beobachtung der höheren Wolkengattungen überhaupt möglich war, d. h, diese nicht durch t i e f e r e W o l k e n verdeckt waren. Das würde bedeuten, daß beim Vorhandensein tiefer W o l k e n sämtliche h ö h e r e n W o l k e n gleich wahrscheinlich sind und damit in gleicher Weise der Abdeckung unterliegen. Indessen ist dies offenbar nicht der F a l l . Das V o r k o m m e n b e s t i m m t e r t i e f e r W o l k e n läßt vielm e h r mit m e h r oder weniger Sicherheit auch das gleichzeitige A u f t r e t e n verdeckter h ö h e r e r W o l k e n erwarten oder macht es u m g e k e h r t auch unwahrscheinlich. Es gibt „vergesellschaftete" Wolkcngattungen (womit keine neue Feststellung ausgesprochen sein soll). Ü b e r einer anlizyklonalen Sc-Dec&e ist kaum ein verdeckter As anzunehmen; umgekehrt ist über einem geschlossenen Cb durchaus Ac eug wahrscheinlich. Diese Schwie-

196

Berg, Köln

rigkeit kann nur durch Benutzung von Flugzeugaufstiegen mit u n m i t t e l b a r e r Augenbeobachtung umgangen werden. Die folgende Untersuchung beschränkt sich deshalb im wesentlichen auf t i e f e W o l k e n im Sinne des Kopenhagener Wetterschlüssels. E i n reiches Beobachtungsmaterial liegt in den synoptischen Beobachtungen vor, wie sie zum Beispiel f ü r die drei T e r m i n e 8 , 1 4 und 1 9 1 1 M E Z im Täglichen W e t t e r b e r i c h t der Deutschen Seewarte veröffentlicht vorliegen. Benutzt wurden die 5 J a h r e August 1 9 3 4 bis J u l i 1 9 3 9 . D i e t i e f e Bewölkung wird dabei durch 10 verschiedene Ziffern wiedergegeben. D e r Untersuchung liegen dadurch zunächst Himmelsansichten, nicht b e s t i m m t e Wolkengattungen zugrunde, da der K o p e n h a g e n e r Wctterschlüssel bei der Angabe der Bewölkung Von bestimmten definierten Himmelsansichten ausgeht. Indessen entsprechen gerade bei der tiefen Bewölkung die Himmelsansichten meist auch bestimmten Wolkcngattungen, zudem ist eine Gesamtschau des Himmels f ü r eine derartige Untersuchung geeigneter und ausdrucksvoller als die Angabe einzelner nebeneinander stehender Wolkenformen. E i n e F r a g e , mit der man sich auseinandersetzen muß, ist die, wie weit persönliche Ansichten in der Angabe einer Himmelsansicht eine R o l l e spielen. J e d e r in der synoptischen Beobachtungspraxis e r f a h r e n e Meteorologe weiß, daß sowohl einzelne B e o b a c h t e r als auch

bestimmte synoptische Beobachtungsstationen einzelne Wolkenformen bzw. Schlüsselziffern bevorzugen. Auch Auffassungsverschiedenheiten prinzipieller Natur, die auch in den einzelnen Beobachtungsvorschriften verankert sein können, mögen eine Rolle spielen. Von vielen Beobachtern wird beispielsweise die Schlüsselziffer C(j = 8 gern benutzt, sicher häufiger als wohl die Himmelsansicht vorkommt, die durch diese Ziffer charakterisiert werden soll. Manche Beobachter verschlüsseln mit c L = 8, wenn Sc und Cu con zugleich vorhanden sind (und Sc wird meist vorhanden sein, wenn Cu con vorkommt), andere dagegen nur, wenn später entstandene Cu con durch eine früher vorhandene Sc-Decke stoßen. Ein anderes Beispiel für eine verschiedene Verschlüsselung bietet eine gleichförmige Wolkendecke bei Regen. Manche Beobachter vermeiden die Verschlüsselungen mit C, = 5, die höchstens bei Nieseln gegeben wird, und benutzen entweder c, = 6 (tiefe zerrissene Schlechtwetterwolken oder aber c^ = 2 (typischer dichter As, auch wenn er sich bereits zum regnenden Ns entwickelt hat), während von anderen Beobachtern auch c L = 5 bei Regen gegeben wird. Indessen sind die Auffassungsverschiedenheiten doch nicht so groß, daß sie das Häufigkeitsbild entscheidend verschieben könnten. Zudem wurden im folgenden verschiedene Schlüsselziffern zusammengefaßt. Die folgende Untersuchung präzisiert sich damit auf die Frage nach dem Vorkommen von St oder schichtförmigen Wolken einerseits, Cu oder Quellbewölkung andererseits. Dazu wurden zusammengefaßt die Schlüsselziffern I , 2 und 8 als Cu, 4, 5, 6 als St. Gesondert betrachtet wurde Cb (Schlüsselziffern 3 und 9). Dazu kam' noch 0 für das Fehlen tiefer Bewölkung und 7 für das gleichzeitige Vorkommen von Sc und Cu hum. Die Schlüsselziffer C, = 8 wurde also dem Cu zugerechnet, ein aus der Erfahrung heraus sicher berechtigtes Verfahren. Jedenfalls kennzeichnet diese Ziffer weit eher eine cumuliforme als eine stratiforme Bewölkung. Die unter St zusammengefaßten Himmelsansichten sind nicht so einheitlich. Neben antizyklonalen St oder Sc und Sc vesp. kommt hier hochreichender Ns vor, neben Wolken ohne Niederschlag solche mit Regen und mit Nieseln. Eine Trennung hätte indessen sehr große Schwierigkeiten gemacht, eben weil in der Verschlüsselung nidit nach einheitlichen Gesichtspunkten verfahren worden ist. Das ist aber auch nicht immer möglich. Es taucht hier das alte Problem auf: Soll eine Wolkenklassifikation genetisch bzw. physikalisch oder morphologisch sein? Für ein umfassendes Beobachtungsnetj, wie es in der Meteorologie benötigt wird, muß immer eine morphologische Klassifikation gefordert werden. Es ist nicht gut, wenn bereits bei der Wolkenangabe eine Wetterauffassung hineingelegt wird. Das führt synoptisch zu einem Zirkelschluß, denn aus der Wolkenform soll ja gerade mit der Wetterzustand erfaßt werden, und liefert klimatologisdi kein unbeeinflußtes Ausgangsmaterial. Wenn im weiteren die Schlüsselziffern 4, 5 und 6 als St vereinigt sind, so wird die Betonung damit auf die schichtförmige Anordnung dieser Wolken im Gegensatj zu der cumuliformen gelegt. Zweifellos ist unter diesem Gesichtspunkt eine Gruppe von Wolken mit einem gemeinsamen Merkmal erfaßt. Die Schlüsselziffer c L = 7 kommt verhältnismäßig selten vor. Sie konnte daher ohne weiteres außer acht bleiben. Ebenso blieben die

Fälle unberücksichtigt, bei denen die tiefe Bewölkung mit „x"' verschlüsselt wurde. Es handelt sich hierbei einmal um Beobachtungen bei Nebel, die man wohl meist in die Gruppe St hätte einordnen können, aber auch — besonders in hohen Breiten — um solche Fälle, in denen Dunkelheit oder Schneefall eine Angabe der Wolkenform unmöglich machen. Diese Fälle entziehen sich einer Einordnung. Die Bearbeitung sollte sich ursprünglich nur auf Mitteleuropa erstrecken. Es erwies sich aber als wünschenswert, sie auch auf andere Klimagebiete auszudehnen, da nur ein solcher Vergleich das Verständnis ermöglicht, und da sich ergab, daß der jährliche Gang verschiedener Stationen große Unterschiede aufwies. So wurden folgende Stationen verglichen: Hamburg, München und Warschau als mitteleuropäische mehr oder weniger kontinental gelegene Stationen, Brest und Valencia als westeuropäische Küstenstationen, Mygbukta an der grönländischen Ostküste, Thorshavn als Repräsentant der nordatlantischen Region mit der stärksten Bewölkung und Ingöy an der Nordwestspitje Skandinaviens. Wie gesagt, treten große regionale Differenzen auf. Die Feststellung in H a n n - S ü r i n g , Lehrbuch der Meteorologie, 5. Auflage, 1939, auf Seite 412: ,,Im Winter erreichen die St-Formen ihr Häufigkeitsmaximum, im Sommer die Cu-Formen", gilt wohl für Mitteleuropa, aber durchaus nicht allgemein. Die bisherigen Untersuchungen haben sich meist damit begnügt, die Extreme im Jahresverlauf der Häufigkeitskurven festzustellen. S c h o s t a k o w i t s c h hat bei der Besprechung der Verhältnisse in Irkutsk darauf hingewiesen, daß der plötjliche Anstieg des St im März eine lokale Eigentümlichkeit ist, die mit dem Eisaufgang der Angara, welche die Stadt umfließt, in Zusammenhang steht. Mit dem Aufgang sind günstige Bedingungen für Nebelbildung verbunden; vom Observatorium aus erscheint der Nebel als St. S c h o s t a k o w i t s c h vermutet, daß ohne den Angaranebel der St in Irkutsk Maxima im März und November, Minima im Dezember/Januar und im Juli hätte. Meist wird das Zustandekommen des Jahresganges nicht weiter diskutiert. Faktoren, d»e mitspielen, sind: 1. die geographische Breite, 2. die Kontinentalität der Station. 3. ihre Lage zu den Aktionszentren und deren jahreszeitliche Verschiebung und 4. lokale Eigentümlichkeiten, wie wir sie eben bei Irtutsk kennengelernt haben. Solche lokale Eigentümlichkeiten können beispielsweise auch durch Land- und Seewind oder durch Luv- und Leelage bedingt sein. Die Bewölkung spricht auf diese einzelnen Faktoren sehr stark an. Die Jahreskurve jeder Station hat dadurch ihr eigenes individuelles Aussehen. das eine getrennte, eingehende Besprechung erforderlich macht. Von den untersuchten Orten haben nur Hamburg, München und Warschau so weitgehende Gemeinsamkeiten, daß sie zu einer Gruppe zusammenzufassen sind. Die Übereinstimmung dieser drei Orte ist andererseits auch ein Beleg dafür, daß Auffassungsverschiedenheiten in der Klassifikation keine entscheidende Rolle spielen. a) H a m b u r g , M,ü n e b e n , W a r s c h a u . An allen drei Stationen haben sowohl St als auch Cu eine einfache Jahresschwankung ihrer Häufigkeit. Das Maximum des St liegt in Warschau im Dezember (76 Vo), ebenso in München (59°/o), in Hamburg im Januar mit 79 %> aller Beobachtungen. Die geringste Häufigkeit hat St in Hamburg im Juni (24°/o), in München im Juli (22 %>), während er in Warschau im Juni und Juli

197

gleich häufig mit 26"/» v o r k o m m t . Cu k o m m t an allen drei Stationen im J u l i am häufigsten vor (Hamburg 44 */», München 4 1 °/o, Warschau 44 % ) und sinkt im D e z e m b e r bis f a s t zum völligen Verschwinden ab (München und Warschau 1 H a m b u r g 4 Vo). Cb tritt im Winter s t a r k zurück, in H a m b u r g hält er sich in den M o n a t e n April bis Oktober etwa auf derselben Höhe (4 bis 8 %), in Warschau sind die Zahlen in den M o n a t e n M ä r z bis J u l i wenig verschieden (3°/o), in München k o m m t etwas deutlicher ein S o m m e r m a x i m u m mit Spitjen im J u n i und August (8 %) zum Ausdruck. O.ffenbar haben wir in diesen drei Stationen, mehr oder weniger ausgeprägt, V e r t r e t e r eines kontinentalen J a h r e s g a n g e s der B e w ö l k u n g s f o r m e n . Einige kleine Unregelmäßigkeiten treten auf, von denen im einzelneu schwer zu sagen ist, ob sie reell sind oder in der K ü r z e der R e i h e ihre E r k l ä r u n g finden. B e m e r k e n s w e r t sind zwei Einschnitte im Gang des St in München von März zu April und entsprechend von Oktober zu N o v e m b e r . Während dadurch die Häufigkeitswerte im S o m m e r f a s t dieselben sind, hat München im Winter entschieden weniger St als die beiden anderen Orte. D i e Symm e t r i e läßt es sehr wahrscheinlich erscheinen, daß diese N e b e n m a x i m a und Minima reell sind. Sie treten übrigens in j e d e m der drei T e r m i n e auf. Zum Ausgleich f ü r das F e h l e n von St im Winter ist die Häufigkeit fehlender tiefer B e w ö l k u n g in München größer. Es liegt an sich nahe, h i e r f ü r monsunartige V o r g ä n g e verantwortlich zu machen. D a s würde hinsichtlich der Bewölkung heißen, daß im S o m m e r das K l i m a Münchens mehr m a r i t i m e Züge aufweist als im Winter, j e d e n f a l l s so weit m a n nach d e m bisherigen diesen drei Stationen überhaupt maritime Züge zuschreiben darf. I m Winter hätte es s t ä r k e r e kontinentale Züge. Indessen stößt diese D e u t u n g auf Schwierigkeiten, wenn m a n Warschau zum Vergleich heranzieht, das j a sicher ebenfalls wesentlich kontinentaler ist als H a m b u r g , aber dieser S t a t i o n weit ähnlicher ist sowohl im Verlauf von St, Cu und Cb als auch im Verlauf der Häufigkeit der Termine ohne tiefe Wolken. München liegt der allgemeinen B a h n der Zyklonen f e r n e r als H a m b u r g ; es steht häufiger unter antizyklonalem Einfluß. D a s k a n n sich im Winter b e s o n d e r s äußern, indem München im Bereich des über den Alpen liegenden Hochdruckgebietes heiteres o d e r wolkenloses Wetter hat, H a m b u r g dagegen unter zyklonalem Einfluß geschlossenen Sc oder N s hat. In H a m b u r g und Warschau treten übereinstimmend, und zwar nicht nur im G e s a m t m i t t e l , sondern auch in allen drei T e r m i n e n (7, 14 und 19 im Jahresverlauf der Häufigkeit der Beobachtungen ohne tiefe Wolken drei M a x i m a im März, Mai und S e p t e m b e r a u f ; München hat damit nur das M a x i m u m im September gemeinsam, d a f ü r aber relativ häufig Termine ohne tiefe Wolken im Winter. • D a b e i unterscheiden sich in München die drei T e r m i n e sehr stark. D e r 8 ''-Termin ist häufig wolkenlos im März, S e p t e m b e r und besonders im Juni, den beiden anderen Terminen fehlen dagegen gerade im S o m m e r von April bis August wolkenlose Termine, offenbar eine F o l g e der Cu-Bilxlung. D i e großen Unterschiede zwischen den drei T e r m i n e n im F e h l e n tiefer Wolken ist ebenfalls ein M e r k m a l der drei kontinentalen Stationen. An allen übrigen Orten sind die Unterschiede zwischen den drei T e r m i n e n viel geringer. E i n e Tabelle mit dem J a h r e s v e r l a u f der verschiedenen W o l k e n f o r m e n befindet sich am E n d e diese» Aufsatjesi (S. 200—201).

198

E s m a g b e f r e m d e n , daß H a m b u r g im Vergleich zu den beiden anderen Stationen so wenig m a r i t i m e Züge aufweist. Indessen zeigt auch der jährliche und tägliche Gang des Bedeckungsgrades, daß sich der Einfluß der N o r d s e e nur auf den unmittelbaren K ü s t e n s a u m erstreckt, der tatsächlich wesentlich andere Verhältnisse zeigt als H a m b u r g oder B r e m e n . E s sei hier auf eine noch nicht gedruckte K ö l n e r . D i s s e r t a t i o n von W r o b e i hingewiesen. In einer großzügigen Darstellung der K o n t i n e n t a l i t ä t Mitteleuropas von H. B e r g wird H a m b u r g ein Kontinentalitätsgracl von 32 °/o zugeschrieben, f a s t derselbe W e r t wie F r a n k f u r t (34'/o) Von den d r e i - T e r m i n e n hat naturgemäß der ,14 T e r m i n die größte Cu-Häufigkeit, der 8 ''-Termin die größte St-Häufigkeit. Cb tritt in den S o m m e r m o n a t e n besonders am Abend, in den Wintermonaten besonders am Mittag a u f : Häufigkeit von Cb in H a m b u r g ("/») J 8h

F M 0

14''

2

J91'

1

1 2

0

A M J 0

2

4

10 1

10

J A

1

2

4 6

9 7

10

O

N

1

1

2

S

4

1

0

5

4

4

7

1

3

1

1

9

10

3

D

b) B r e s t . Gegenüber den drei mitteleuropäischen kontinentalen Stationen hat B r e s t ausgesprochen maritime Züge. D i e Unterschiede zwischen den einzelnen Monaten sind wesentlich g e r i n g e r ; beim St steht einem M a x i m u m von 54^/0 in) J a n u a r ein Minimum von 36 °/o im Aug. gegenüber, beim Cu einem M a x i m u m von 4 9 •/. im J u n i ein Minimum von 25 % im F e b r u a r . Hinzuweisen ist auf den Rückgang von Cu im J u l i und August, dem im August der Rückgang des St parallel geht, so daß eine erhebliche Z u n a h m e der T e r m i n e ohne t i e f e Wolken resultiert. D i e s e Augustspitje der wolkenlosen T e r m i n e (hinsichtlich der t i e f e n Wolken) entspricht der Septemberspitje der drei mitteleuropäischen Stationen. Cb hat einen ganz ausgeprägten und dem der kontinentalen Stationen völlig entgegeng e s e h e n J a h r e s v e r l a u f mit einem M a x i m u m im Januar (14 Vo) und einem Minimum im A u g u s t mit nur 1 °/o. D i e s e m V e r l a u f entspricht die große Häufigkeit, mit der Cu auch im Winter a u f t r i t t . U n d zwar ist es vor allem Cu con, der hierzu beiträgt, weniger Cu hum, der im Winter sehr zurücktritt. Ü b e r h a u p t ist Cu con in B r e s t im gesamten s t ä r k e r vertreten, seine Häufigkeit ist in der J a h r e s s u m m e f a s t 7mal so groß als die von Cu hum, in H a m b u r g dagegen nur k n a p p doppelt so hoch, D a s hat zwei G r ü n d e und erklärt damit auch den J a h r e s g a n g von Cb. E i n m a l hat das Meer im Winter einen großen , labilisierenden Einfluß, und zum anderen wirkt sich die zyklonale T ä t i g k e i t ungestörter aus; sie bringt gerade i m Winter bei Kaltlufteinbrüchen Cb und Cu con. Im Binnenland sind die Zyklonen schon vielfach okkludiert, der stabilisierende Einfluß des L a n d e s k o m m t hinzu, so daß die B e w ö l k u n g mehr in S c übergeht. Auf einen weiteren m a r i t i m e n Zug ist bereits hingewiesen w o r d e n ; den geringeren Unterschied zwischen den drei Terminen, besonders hinsichtlich der Häufigkeit im Fehlen t i e f e r B e w ö l k u n g . D e r Verlauf dieser K u r v e ist im übrigen ähnlich derjenigen in Hamburg, die beiden F r ü h j a h r s m a x i m a verschmelzen in B r e s t f a s t völlig zu einem einheitlichen Gipfel. c) V a 1 e n t i a ( I r l a n d ) . Völlig a n d e r e Verhältnisse hat die zweite westeuropäische K ü s t e n s t a t i o n Valentia. D a s Minimum des St mit 37°/« und entsprechend

das Maximum des Cu mit 41 % sind auf den Mai verschoben. Die Häufigkeit des St in den Monaten Juli bis Februar ist dann nicht sehr wechselnd mit einem Maximum im Januar (66 °/o). Die Kurve von Cu fällt vom Maximum an gleichmäßig ab bis zum Minimum im Februar (17"/«), unterbrochen von einem schwachen Nebenmaximum im Dezember, das reell zu sein scheint. Cb hat denselben Jahresgang wie in Brest (Maximum mit 1 1 0 im November bis Januar, Minimum im August mit 3 %). Die Kurve der wolkenloslen Termine hat ihr Maximum im Mai mit 9°/o, ihr Minimum im Juni mit 1 */o trog des Rückganges der Cumulusbewölkung infolge der starken Zunahme von St. Die Erklärung des Jahresganges von Cb, ebenso wie die für das gehäufte Auftreten von St im Winter (worin ja auch geschlossene Ns-Massen einbegriffen sind) und des Nebenmaximums von Cu im Januar ist dieselbe wie für Brest. Schwieriger ist eine Erklärung für das Vorrücken des St-Minimums und des Cu-Maximums auf den Mai. Vielleicht kann der jährliche Verlauf des Unterschiedes zwischen der Luft- und der Wassertemperatur eine Erklärung geben: Unterschied Wasser- minus Lufttemperatur an der Wund NW-Küste der britischen Inseln nach Dickson J F M A M J J A S O N D 1.3 ,1.0 1.2 0.7 0.4 0.7 0.6 0.4 0.8 1.2 1.8 1.5 Diese Differenz ist stets positiv. Die Reihe belegt einmal die beträchtliche Labilität und damit die häufige Cb-Bildung im Winter. Sie zeigt weiter daß an den britischen Westküsten . der Temperaturunterschied zwischen Wasser und L u f t im Mai ein Minimum hat lind dabei auch die Labilität der unteren Schichten. Das würde das Absinken der St-Kurve und das häufige Fehlen tiefer Bewölkung erklären. Die Zunahme der Cu-Bildung würde dann vor allem Cu hum betreffen, die dann gleichsam als Reliktbildungen von St aufzufassen wären. In der Tat zeigt eine getrennte Auszählung von Cu hum und Cu con (c = 1 einerseits und c = 2 + 8 andererseits), daß nur Cu hum ein Maximum im Mai hat, Cu con dagegen im Juni: J F M A M J J A S O N D Cu hum 1 1 8 13 17 7 4 8 5 4 6 3 Cu con 15 16 17 20 24 29 26 22 25 20 16 20 Übrigens hat auch in Brest Cu hum bereits im Mai sein Häufikeitsmaximum. Durch das starke Überwiegen von Cu con fällt dort aber das Maximum von Cu schlechthin auf Juni. Analoge Verhältnisse in Brest vorausgesetzt, wäre mit der geringen Differenz Waisser- minus Lufttemperatur im August auch das Augustmaximum an Terminen ohne tiefe Bewölkung erklärt. d) T h o r s h a v n . Das Gebiet der Faröer gehört zu den Gebieten mit der höchsten Bewölkung der Erde überhaupt. Die mittlere Bewölkung steigt in diesem Bereich des Nordatlantik nach S c h o t t (Geographie des Atlantischen Ozeans) auf über 8.0 an. In der Angabe der Wolkenformen kennt 3iese Station fast nur die Schlüsselzififern 5 oder 6 (gleichförmige Schicht von Sc oder St bzw. tiefe zerrissene Schlechtwetterwolken), auch in den Fällen, wo die Bewölkung verhältnismäßig gering ist. Nur vereinzelt treten Cu auf. Zwischen den Schlüsselziffern c = 5 und 6 ist offenbar scharf unterschieden: Gleichmäßiger St oder Sc wird nie bei Regen gegeben, sondern höchsten bei Nieseln. In der Häufigkeit dieser beiden Wolkenformen besteht ein gegensätj-

licher Jahresgang (untersucht wurde wegen der Gleichförmigkeit lediglich das Jahr 1937 und die Monate April bis August 1938). Jahresgang von Sc, St und Frnb, Ns in Thorshavn J F M A M J J A S O N D St, Sc 9 22 15 50 61 52 71 60 37 30 3.1 31 Frnb 87 77 83 41 33 38 26 31 67 66 69 67 Es erübrigt sich, hier nach besonderen Gründen für den Jahresverlauf der beiden Wolkenformen zu suchen. Die Häufigkeit des Frnb folgt der Jahreskurve des Niederschlages, der wiederum al's Depressionsregen vor allem im Winter fällt. Die wenigen vorkommenden Cu (ebenso Cu hum mit Sc zusammen) entfallen vorwiegend auf den Sommer oder Frühsommer. Es ist interessant, die Häufigkeit der verschiedenen vorkommenden Bedec&ungsgrade für Thorshavn zu beredinen. Die folgende Tabelle gründet sich auf das J a h r 1937. Die Schlüsselangaben der synoptischen Beobachtungen wurden in Zehntel umgewertet; dabei wurden notfalls die Angaben auf mehrere benachbarte Stufen verteilt. Häufigkeit der Bewölkungsstufen in Thorshavn in (berechnet aus den drei Terminen 0 1 2 3 4 5 6 Frühjahr 0 7 5 5 5 7 7 Sommer 3 9 5 7 6 7 9 Herbst 2 5 7 8 3 3 6 Winter 2 4 6 6 6 7 12

8, ,14 und 19'1) 7 8 9 10 18 23 38 152 18 30 32 144 22 44 37 145 18 22 23 156

Diese Häufigkeitsverteilung ist völlig verschieden von der gewohnten U-förmigen Verteilung in Mitteleuropa. Die Werte nehmen fast gleichmäßig nach den hohen Bewölkungsgraden zu. Die einzelnen Jahreszeiten sind nicht sehr verschieden. e) M y g b u k t a . Der Jahresgang der Bewölkungsformen hoher Breiten ist, maßgebend dadurch bestimmt, daß bei den tiefen Temperaturen des Winters auch der Feuchtigkeitsgehalt der L u f t sehr gering ist. Dadurch haben die wolkenlosen Termine ein überragendes Maximum am Ende der Polarnacht, das in Mygbukta im März mit 67 */» aller Beobachtungen auftritt. Im weiteren verlaufen die Häufigkeitszahlen von Cu und St weitgehend parallel. Maßgebend für das Auftreten von Wolken überhaupt ist in erster Linie das Vorhandensein von Wasserdampf. Ob es dann im Sommer zur Bildung von Cu bzw. Cb oder stratiformen Wolken kommt, hängt ' von der allgemeinen Wetterlage ab, nicht mehr wie in niedrigeren Breiten zusätzlich von den Verhältnissen des Untergrundes. So hat St sein Maximum im Juni mit 46 Cu im Juli mit 15 %. Das Minimum von St fällt in den Januar (21 "/«), das von Cu ebenfalls mit 0"/». f) I n g ö y. In Ingöy hat lediglich Cb einen klaren Jahresgang mit einem Hauptminimum im Juli mit 0°/o und einem Hauptmaximum im März mit 10 °), die Werte von Juni bis Januar liegen gleich-

199

mäßig hoch, das Minimum fällt auf O k t o b e r mit 6 7 Es ist denkbar und sogar wahrscheinlich, daß sich gerade h i e r an der Nordspitje Skandinaviens außerordentlich stark lokale Eigentümlichkeiten oder schroffe Klimaunterschiede auf engem Raum bemerkbar machen. E s sei an die schönen Ausführungen von S a n d s t r ö m 1 ) e r i n n e r t , in denen er den L u f t austausch zwischen Nordeuropa uncj dem Nordatlantik bespricht. Nur 3 6 k m voneinander e n t f e r n t liegen dort Ahisko, der niederschlagsärmste und Riksgränsen, der

Maxima im Sommer. Das Verhältnis von St zu Cu hat bei kontinentalen Stationen im W i n t e r sehr hohe W e r t e , im S o m m e r niedrigere, bei ozeanischen Stationen ist der jahreszeitliche Unterschied gering. I n der folgenden T a b e l l e ist zu den Zahlen der stratiformen Bewölkung noch die Zahl der T e r m i n e ohne t i e f e B e wölkung angeschlagen; man erhält so in dem Verhältnis von s t r a t i f o r m e r oder fehlender t i e f e r Bewölkung zu cumuliformer Bewölkung einen anschaulichen Ausdruck für den jahreszeitlichen Verlauf der Stabilität.

Verhältnis der stratiformen oder fehlenden t i e f e n Bewölkung zur cumiformen tiefen Bewölkung Hamburg München Warschau Brest Valentia Mygbukta Ingöy

J

F

M

A

M

J

J

A

S

O

N

D

14.1 35.9 42.5 1.4 1.8 26.0 2.7

5.8 13.4 14.7 1.5 2.8 25.6 1.2

5.0 4.8 6.6 1.3 2.4 26.6 1.1

1.9 2.6 2.8 1.3 1.5 12.8 1.4

1.6 1.9 2.3 1.2 1.0 6.0 2.1

0.8 1.3 1.4 0.8 1.2 5.7 3.5

0.9 1.0 0.9 1.0 1.6 3.7 9.4

1.2 1.1 1.7 1.6 1.7 6.3 4.2

2.1 3.1 3.0 0.9 1.7 27.8 1.7

2.8 7.1 7.7 1.2 1.9 14.3 3.7

8.6 18.7 15.8 1.1 1.8 40.5 2.9

16.4 76.2 54.0 1.2 1.9 40.2 3.3

uiederschlagsreichste Ort Schwedens. Auch eine B e trachtung der S t r ö m u n g s k a r t e Nordeuropas und .des Atlantisdien Ozeans zeigt die großen räumlichen Unterschiede und ihre erheblichen jahreszeitlichen Veränderungen. D e r Jahresgang der Quellbewölkung, Cu sowohl wie Cb, wäre in Ingöy demnach wesentlich durch die L a b i l i t ä t über dem M e e r e bestimmt, die j a im W i n t e r am größten ist, das übrige Aussehen der K u r ven dagegen weitgehend auf lokale Besonderheiten zurückzuführen. Golfstrom, europäisches Festland und E i s m e e r sind die F a k t o r e n , die; dabei bedeutsam sind und auf engem R a u m erhebliche Unterschiede auch der L u f t s t r ö m u n g und deren jahreszeitlichem Wechsel nach sich ziehen. Obwohl nur 2 ° südlicher liegend als Mygbukta, haben die K u r v e n von Ingöy nicht die Eigentümlichkeiten polarer B r e i t e n . Ingöy ist weit m e h r ozeanisch als polar orientiert. Schält man aus den besprochenen Verhältnissen einige allgemeine Züge heraus, so kann man sagen: K o n t i n e n t a l e Stationen haben einen einfachen Jahresgang von Schicht- und Quellwolken, beide mit großer Amplitude. Das Maximum des St fällt in den W i n t e r , D e z e m b e r oder J a n u a r , das der Quellformen, Cu und Cb, in den Hochsommer. B e i s t ä r k e r e r K o n t i n e n t a l i t ä t , im Bereich des winterlichen asiatischen Hochdruckgebietes, kann das W i n t e r m a x i m u m der St wieder verschwinden oder die K u r v e wenigstens abgeflacht werden infolge des starken Überwiegens wolkenloser T e r m i n e . Das kann möglicherweise dazu führen, daß der J a h r e s gang von St und Cu parallel geht oder im Jahresgang der St zwei Maxima im F r ü h j a h r ,und Herbst auftreten. Die Unterschiede zwischen den drei T e r m i n e n sind groß, besonders auch hinsichtlich des F e h l e n s t i e f e r Bewölkung. M a r i t i m e Stationen mittlerer Breite haben demgegenüber eine geringere Jahresamplitude der Cu- und St-Häufigkeit, Cu tritt als Cu con besonders auch im W i n t e r auf. Das J a h r e s m a x i m u m von Cu kann auf den Mai vorverlegt sein. Cb hat sein Maximum im W i n t e r . Die Unterschiede zwischen den drei T e r m i n e n sind gering. Polare Stationen haben einen gleichsinnigen Jahresverlauf von Cu und St m i t Minima im Spätwinter und *) J . W. S a n d s t r ö m , Über den Einfluß des Golfstromes auf die Wintertemperatur in Europa. M. Z. 43, 401—410, 1926.

200

Von anderer Seite liegen Untersuchungen über den Jahresgang der W o l k e n f o r m e n in Friedrichshafen, I r k u t s k und Tarnopol vor 8 ). Entsprechend der kontinentalen Lage dieser Stationen hat Cu ein überragendes Maximum im Hochsommer, Cb im Frühsommer. B e i den stratiformen W o l k e n bestehen jedoch Abweichungen von unseren Ergebnissen, die zum T e i l sicher in Auffassungsverschiedenheiten der W o l k e n begründet sind. U n t e r Sc ist wohl vielfach eine W o l k e verstanden, die gegen Cu hin tendiert. In I r k u t s k ist sogar Sc und Cu-St zusammengefaßt. E s ist so wohl zu e r k l ä r e n , daß in Friedrichshafen Sc sein Maximum im J u n i , St dagegen im J a n u a r hat. F a ß t man entsprechend der vorliegenden Untersuchung St, Sc und Ni zusammen, so fällt in Friedrichshafen das Maximum auf D e z e m b e r , das Minimum auf August, in I r k u t s k das Maximum auf J u l i , das Minimum auf F e b r u a r , und in Tarnopol t r i t t eine k l a r e Doppelwelle auf mit Minima im J a n u a r und J u l i und Maxima im April und Oktober: Jahresgang der s t r a t i f o r m e n W o l k e n in T a r n o p o l J

F

M

A

M

J

J

A

S

O

N

D

105* 189 256 261 242 231 2 0 7 * 213 256 278 218 122 Dieses doppelte Maximum kann in der obigen B e m e r kung über den V e r l a u f der stratiformen Bewölkung im extremen K o n t i n e n t a l k l i m a seine E r k l ä r u n g finden. J a h r e s v e r l a u f verschiedener W o l k e n f o r m e n J

F

M

A

M

J

J

in

A

S

O

N

36 28 5 24

26 32 5 32

21 55 5 16

8 65 1 15

32 29 8 19

20 32 2 36

11 4 51 48 0 0 2 6 32

Hamburg Cu St CbO/IO

6 ,13 79 65 1 1 14 16

15 25 57 4 9 1 8 23 13

Cu St Cb O/'IO

3 58

15 44 2 34

31 30 4 25

42 4 4 24 31 6 5 17 13

München

2

6 51 JO 0 33 35

21 47 4 18

27 38 4 21

33 41 2 9 22 8 5 23 22

) M. Z. 33, 426—428, 1916. — M. Z. 43, 29—32, 1926.

J

F

M

A

M

Cu St Cb O/IO

1 72 1 22

6 67 0 22

10 57 2 27

21 51 3 19

25 35 3 29

Cu St Cb 0,10

26 54 14 3

25 50 13 8

31 56 10 20

33 36 9 19

39 50 4 22

Cu St Cb O/IO

27 66 11 3

17 65 8 5

25 57 4 6

33 43 6 9

St Cu Cb 0/10

21 0 3 56

27 1 2 54

25 3 1 67

23 3 4 62

J

J

A

S

O

N

D

J

F

M

A

M

Warschau 34 26 3 27

34 38 1 20

23 32 1 39

10 55 1 ai

3 67 1 23

1 76 1 18

43 34 4 12

32 45 59 2 6 2 8 37 1 4 6 30 ;16-13

34 38 12 10

34 49 10 4

30 55 3 2

31 60 5 2

24 60 9 2

22 57 11 5

22 59 11 5

40 8 4 38

40 40 2 4 1 2 55 45

41 1 1 44

50 0 2 53

Valentia 41 37 4 9

36 31 42 58 4 5 7 1

Mygbukta 40 11 2 38

J

A

S

O

N

D

Ingöy 44 26 3 16

Brest 49 30 3 13

J

4 6 37 11 1 5 3 4 32 34

Cu St Cb O/IO

19 32 56 38 6 7 11 10

31 40 10 6

27 36

26 52 8 12

13

¿1 8 16 3 2 19 19 18 6 1 5 9 5 5 51 67 5 8 57 3 1 0 2 2 1 5 3 13 22 22 8 6 12 12

Zusammenfassung: Fünfjährige synoptische Beobachtungen der tiefen Bewölkung (CL im Kopenhagener Wetterschlüssel) von Hamburg, München, Warschau, Brest, Valentia (Irland), Mygbukta und Ingöy werden hinsichtlich des jährlichen Ganges der verschiedenen Wolkenformen untersucht. Die kontinentalen Stationen Mitteleuropas haben ein Maximum der Schichtformen im Dezember oder Januar, ein solches der Quellformen im Hochsommer bei großen Unterschieden zwischen den drei Terminen 8, 14 und 19 Uhr. An der Atlantikküste ist die Amplitude geringer, Cu kommt (als Cu con) auch im Winter häufig vor, das Jahresmaximum von Cu kann auf den Mai vorverlegt sein; Cb hat sein Maximum im Winter, die Unterschiede zwischen den Tageszeiten sind gering. Polare Stationen haben einen gleichsinnigen Verlauf von Cu und St mit einem Minimum im Spätwinter und einem Maximum im Sommer, örtliche Unterschiede können allgemein den Jahresverlauf. sehr modifizieren. Anschrift des straße 130.

Verfassers:

(22 a) Köln-Lengerich, Haupt-

Gradientwind-Nomogramm Von H. Philipps - Potsdam

( E i n N o m o g r a m m z u r B e s t i m m u n g des z v k l o s t r o p h i s c h e n W i n d e s ) Mit 5 Abbildungen Zur schnellen Berechnung des in der Meteorologie ständig benutzten geostrophischen Windes bedient man sich im allgemeinen einer T a b e l l e oder eines Nomogramms (I). B e i d e sind recht einfach herstellbar, da es sieh um eine Beziehung zwischen nur drei Veränderlichen, nämlich der Geschwindigkeit vg des geostrophischen Windes, dem Drudegradienten bzw. dem Druckgefälle Ap/An und der geographischen B r e i t e ? handelt. E i n e T a b e l l e enthält also z w e i Eingänge, ein Nomogramm e i n e bezifferte K u r v e n s d i a r . Schwieriger wird die Aufgabe, ein entsprechendes Nomogramm auch f ü r den z y k l o s t r o p h i s c h e n Wind zu entwerfen. D e n n es t r i t t dann als weitere Veränderliche der Krümmungsradius r der B a h n bzw. der Isohypse oder Isobare hinzu. F ü r beispielsweise m W e r t e des Krümmungsradius hätte man j e t j t ein Nomogramm mit m Kurvenscharen oder m Nomogramme mit j e einer K u r v e n s d i a r zu konstruieren. Erschwerend wirkt sidi f e r n e r die notwendig werdende Untersdieidung zwischen zyklonaler und antizyklonaler K r ü m m u n g aus. Diese Tatsache und nicht etwa die geringere Bedeutung des zyklostrophisdien Windes mögen die Gründe dafür sein, daß ein vollständiges Nomogramm f ü r diesen bisher nicht existiert, wenn man von denen absieht, welche die eine Variable, entweder r oder 8

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