60 Annalen der Hydrographie und Maritimen Meteorologie, April 1934,
des Hamburger Aufstiegs vom 8, Juli 1931 von 400 bis 1000 m Höhe Freu und
Frnb beobachtet, Der den Regen erzeugende Ast begann erst in 2000 m, so
daß der Raum von 1000 bis 2000 m wolkenfrei war.
Wie aber W. Schmidt!) bewiesen hat, ist der wolkenfreie Raum in der Nähe
der Erdoberfläche eine Folge des Austausches, und damit ist allein das am 8. Juli
gefundene hohe Kondensationsniveau von 300 m bei einer Bodenfeuchtigkeit von
96%, und anhaltendem Regen zu erklären. Auf die gleiche Art können wir aber
auch verstehen, daß zwischen 1000 und 2000 m wieder ein wolkenfreier Raum
eingeschaltet ist, wie die folgende kleine Rechnung zeigen soll.
Über Hamburg nimmt die spezifische Feuchte von 0 bis 1000 m von 10 g/kg
auf 7 g/kg ab, das Gefälle der spezifischen Feuchte beträgt also:
8= 3.1078
Bei der stark turbulenten Luftbewegung wollen wir den Austauschkoeffizienten
A = 300 setzen?). Dann erhalten wir einen nach aufwärts gerichteten Wasser-
dampfstrom®) von
8S-=3.1078.300- 83600 -10* g/m? . Stunde oder S = 320 g/m? Std.
Die Schicht von 0 bis 1000 m enthält aber etwa 10000 g Wasser über jedem
Quadratmeter, denen durch den Austausch 320 g, also rund !/,„, entzogen würde,
i m? würde daher in der Stunde durch die Turbulenz 0.38 g verlieren, Anderer-
seits fanden wir als mittlere aufsteigende Luftbewegung pro Stunde 90 m. Die
stündliche Abkühlung beträgt dann etwa 0.45° und die Kondensationsmenge
pro m* 0,3 g.
Die übereinstimmende Größenordnung zwischen der durch die Abkühlung
gelieferten Kondensationsmenge und der durch die Turbulenz in die oberen
Schichten entführten Dampfmenge zeigt, daß der Austausch sehr wohl im-
stande ist, die Bildung einer geschlossenen Wolkendecke zu verhindern. Bedenkt
man nun, daß die Größe des Austausches vom Boden aus zunächst zunimmt, so
ist es verständlich, daß sich in den untersten Schichten zunächst eine Nb-Decke
bilden kann, die dann etwas höher durch den zunehmenden Austausch — der
durch die Kondensation noch gesteigert wird — wieder aufgelöst wird. Erst
wo die Turbulenz dann wieder rasch abnimmt, wird starke Kondensation und
Niederschlagsbildung einsetzen, die wir ja in wesentlichem Maße immer erst im
Ast-Niveau beobachten.
Die Entstehung des Ostsee-Orkans,
Wir wollen zunächst kurz die Entwicklung der Wetterlage an den vorher-
gehenden Tagen betrachten. Am 1, Juli verlagerte sich ein ausgedehnter Hoch-
druckkern über Mitteleuropa hinweg ostwärts und wurde über Nordwestrußland
stationär. Auf seiner Westseite herrschte eine einheitliche südliche Luftströmung,
die die Temperaturen sehr hoch ansteigen ließ. Andererseits drangen auf der
Südseite eines bei Island liegenden Tiefdruckgebietes kältere Luftmassen ostwärts
vor, ein erster Kaltluftschwall kam am 3. an der Elbe zum Stillstand, Von
diesem Tage an bestand ein starker Temperaturgegensatz zwischen West- und
Osteuropa, ohne daß damit zunächst eine Belebung der Zyklonentätigkeit ver-
bunden war; die Druckgegensätze blieben vielmehr auffallend gering. Vom 5. bis
zum 6. wanderte ein flaches Teiltief von Irland bis zur westlichen Nordsee, auf
seiner Südseite arbeitete sich ein neuer Kaltluftschwall am 6, bis zum Rhein vor
und erreichte am 7. die Elbe. Bis zum 6. waren keine Anzeichen einer Belebung
der Wirbeltätigkeit zu erkennen, doch erfolgte nun an der von Mitteldeutschland
nach Südfrankreich verlaufenden Frontalzone mit der Zufuhr frischer Kaltluft
über den westlichen Alpen eine wesentliche Verstärkung des Temperaturgegen-
satzes. Hier erfolgte ein keilförmiger Kaltluftvorstoß bis in die oberbayrische
u W.Schmidt, Der Massenaustausch in freier Luft, S, 19. — 2) Ebenda S. 111. Daß dieser Wert
den tatsächlichen Verhältnissen gerecht wird, folgt auch aus der Gleichung A= 2 (. ec. S. 92) für
den Austauschkoeffizienten in Abhängigkeit von der Reibungshöhe z. Wir fanden nämlich oben z zu
2000 m. und mit diesem Wert erhält man gerade A —= 300. — 3) Ebenda $. 51.
