Neujahrsblatt - Naturforschende Gesellschaft in Zürich NGZH

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- 36 - Die Dissertation von Karl Kuntz aus dem Jahre 1913 «Über typische Niederschlagsverteilungen in der Schweiz insbesondere bei Föhn» bereicherte durch fleissige Arbeit ebenfalls unsere Kenntnisse: Bei Südföhn tritt südlich der Alpen der Niederschlag gewöhnlich mit einem Tag Verspätung ein; die Gewitter meiden die Föhntäler; wenn es nur auf der Südseite der Alpen regnet, liegt meistens Südföhnlage vor. Interessante Beziehungen stellt Dr. H. J. Bullig in einer kürzlich veröffentlichten Studie über «Föhnreichtum in den Alpen als Index einer typischen Grosswetterlage 99 fest. Danach sind solche Grosswetterlagen föhureich, in denen die Tiefdruckgebiete bei relativ hohem Druck über Island südlicher als normal wandern. Bei niedrigem Luftdruckgradient zwischen dem Azorenhoch und Island tritt selten Föhnlage ein. Über die vorläufigen Ergebnisse der - schon erwähnten in den Jahren 1933 bis 1936 unter der Leitung von W. Mörikofer in Glarus durchgeführten Föhnuntersuchungen berichtete im vergangenen Jahre G. Böhme an der Solothurner Tagung der Schweizer. Naturforschenden Gesellschaft: Der Föhn beginnt stets zuerst im Talhintergrund, geht dort am spätesten zu Ende und hat dort somit auch die längste Dauer. Dabei zeigt sich der Einfall des Föhns in den Registrierungen der Stationen im Talhintergrund (Elm, Linthal) zumeist zögernd und kämpfend, während er beim Talausgang (Glarus, Ziegelbrücke) mit einem ausserordentlich steilen und plötzlichen Temperaturanstieg und ebensolehem steilen Feuchtigkeitsrückgang verbunden ist. Aus der Windregistrierung ergibt sich, dass lange vor dem Föhn schwache Winde aus südlicher Richtung weben, die kurz vor Einbruch des eigentlichen Föhns für eine bis mehrere Stunden in Nord umspringen. Hierauf setzt der Föhn selbst als Südwind stürmisch ein und wird stets nach seinem Abklingen durch kalte nördliche Winde (häufig mit Niederschlag) abgelöst. 8. KAPITEL Die Föhnströmung Die allgemeinen Gesetze der Windbewegung müssen auch die Gesetze der Föhnströmung sein. Wir werden deshalb zunächst an Hand einfacher Beispiele 100 den allgemeinen Mechanismus der Luftströmungen darstellen, um sodann die gewonnenen Ergebnisse auf die Föhnströmung zu übertragen. Im Falle des Gleichgewichtes der Atmosphäre besitzen zwei Niveauflächen des Luftdruckes voneinander überall den gleichen Abstand. Bei gleichmässiger Erwärmung der Luftmassen würde nur eine gleichmässige Verschiebung der Niveauflächen des Luftdruckes nach oben erfolgen. Die ungleichmässige Verteilung von Land und Meer, die verschieden starke Einstrahlung des Sonnenlichtes je nach der geographischen Breite und dem Wechsel der Tageszeiten führen zu einer ungleichmässigen Erwärmung der Luftschichten mit daraus folgenden Veränderungen des Luftdruckes. Diese ziehen Luftströmungen nach sich, welche den Ausgleich der Lufttemperaturen und die Durchmischung der Luftmassen zwecks Erreichung eines neuen Gleichgewichtes anstreben. Wird z. B. eine Insel durch die Sonnenstrahlen stärker erwärmt als die umliegenden Wasserflächen, so werden die unmittelbar über der Insel liegenden Luftschichten ebenfalls stärker erwärmt. Erwärmte Luft dehnt sich aus. Dadurch werden die Niveauflächen des Luftdruckes über der Insel gehoben. Es entsteht auf einem gewissen Niveau in der Höhe ein Luftdruckgefälle, das von der Umrissfläche der Insel aus auf das Meer hinaus gerichtet ist. Dadurch wird nach Überwindung der Trägheit in den oberen Luftschichten eine zentripetale, in der Hauptsache in horizontalen Schichten erfolgende Luftbewegung ausgelöst, deren kinetische Energie nach und nach durch die Reibung und wachsende Ausbreitung der Luftbewegung aufgezehrt wird. Die Verschiebung der Luftmassen vorn Gebiet der Insel auf das Meer bedeutet aber eine verhältnismässig starke Verringerung des Luftdruckes über der Insel selbst und eine schwächere Erhöhung des Luftdruckes über dem Meer, wonach in den unteren Luftschichten eine Luftbewegung vom Meer auf das Land, der sogenannte «Seewind» entsteht. Ziemlich rasch stellt sich daher 99 Eine typische Grosswetterlage und ihre prognostische Verwertbarkeit. Hamburg 1934. Deutsche Seewarte. 100 Nach Hann, «Lehrbuch der Meteorologie» , 4. Auflage, 1926.
a) Luft im Gleichgewicht. Niveaulinien des Luftdruckes bei Temperaturausgleich zwischen Land und Meer. b)Beginn derErwärmung, Störung des Gleichgewichtes. c) neues Gleichgewicht, nn die neutrale Schicht Abb. 35. Entstehung des Seewindes (frei nach Hann) Die Insel ist wärmer als das Meer. - 37 - Abb. 36. Stationärer Zustand bei Landwlnd. Die Insel ist kälter als das Meer. durch die Verschiebung der Niveauflächen des Luftdruckes eine neue Gleichgewichtslage ein, welche die Luftbewegung solange aufrecht erhält, als die wirksame Temperaturdifferenz besteht. Bei nächtlicher Abkühlung gelten die umgekehrten Verhältnisse: Der Wind als «Landwind» weht vom Land aufs Meer. Analog nur in grösserem Maßstab, ist die all gemeine Zirkulation der Troposphäre zwischen Pol und Äquator zu deuten. Als zweites Beispiel betrachten wir die Entstehung der tagsüber wehenden «Talwinde» und der nächtlichen «Bergwinde» der Bergtäler. Durch die Erwärmung der Hänge des Tales durch die Sonnenbestrahlung dehnt sich die Luft um so stärker aus, je höher die über dem Boden befindliche Luftschicht ist. Dadurch werden die Niveauflächen gleichen Luftdruckes am stärksten über der Talachse gehoben. Dort bildet sich ein Hochdruckrücken, der gegen den Talausgang zu immer höher wird, während an den Hängen des Tales keinerlei Verschiebung der Niveauflächen eintritt, da ja an den Schnittlinien der Niveauflächen mit dem Gelände die Höhe der erwärmten Luftschicht verschwindend klein ist. So wird ein gegen die Abhänge und den Talhintergrund gerichteter «Talaufwind» erzeugt, der sich im Sommer bei schönem Wetter durch die Bildung der Haufenwolken über den Berggipfeln verrät. Verstärkt wird die aufsteigende Luftbewegung durch die direkte Ablösung der untersten Luftschichten am sonnenbeschienenen Berghang durch Überhitzung. Der Bergwind dagegen entsteht durch das Absinken der durch Aus strahlung kälter gewordenen, schweren Luft bis auf den Talboden. Nach sternklaren Nächten führt dies in den Alpentälern oft zu der Ausbildung sogenannter «Kälteseen». Bei der Beurteilung der Windströmungen vor und nach dem Auftreten des Föhnwindes dürfen die Talwinde nicht übersehen werden: im Kanton Glarus z.B. wird der Talwind der Talrichtung entsprechend ein Nordwind sein. Die Tiefdruckgebiete oder Zyklonen entstehen nach der bekannten Polarfronttheorie von Bjerknes aus der Hebung warmer, im allgemeinen - auf der Nordhalbkugel - nach Nordosten fliessender Luftmassen durch nach Südosten abströmende kalte Polarluft. Es handelt sich um eine für die Wetterverhältnisse der gemässigten Klimazone ungemein bedeutsame Teilerscheinung des allgemeinen Zirkulationssystems der Erdatmospäre. Nach den mathematischen Studien von P. Raethjen über die Theorie der Zyklonen 101 wirkt die Corioliskraft der Erdrotation stabilisierend auf Umlagerungen der Erdatmosphäre ein. Daher bedecken nach Raethjen Böenfronten und andere Störungsgebiete mit aufsteigenden Luftmassen im Mittel bloss ungefähr den 50. Teil der Erdoberfläche. Die Geschwindigkeit der absinkenden Luftmassen wird mittels der Abkühlung durch Ausstrahlung in denWeltenraum reguliert. Abwärts gerichtete Luftströme benötigen bei einer Geschwindigkeit von ca. 1-2 cm/Sek. ein bis zwei Tage für 1000 Meter, während aufsteigende Luftströme im Durchschnitt eine Geschwindigkeit von 50 cm/Sek. besitzen. a) Längsschnitt. b) Querschnitt. Abb. 37. Entstehung des Talwindes. 101 P. Raethjen, «Gleichgewichtstheorie der Zyklonen». Met. Zeitschr. 1936, S. 401. P. Raethjen, «Stabilitätstheorie der Zyklonen». Met. Zeitschr. 1936 S. 456.
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