Veroeff_40.pdf, 40.1 MB - MeteoSchweiz

Veröffenttichungen der Schweizerischen Meteoroiogischen Zentraianstait
Pubiications de i'institut Suisse de M6t6oroiogie
Pubbiicazioni deiia Centraie Meteoroiogica Svizzera
t ^ o
1 *!7 / O
40
15. !NTERNAT!ONALE TAGUNG
FUER ALPtNE METEOROLOGE ,
GR!NDELWALD 19.-23. SEPT. 1978
TAGUNGSBERiCHT
1. Tei!

551.5 (234.3) (06)
SZ !SSN 0080-7346
VERHANDLUNGEN DER FUENFZEHNTEN
tNTERNATtONALEN TAGUNG FUER
ALPtNE METEOROLOGiE
COMPTES RENDUS DU QUiNZiEME CONGRES
!NTERNAT!ONAL DE METEOROLOGiE ALPtNE
ATTt DEL QUtNDiCEStMO CONGRESSO
tNTERNAZtONALE Dt METEOROLOGtA ALPtNA
PROCEEDtNGS OF THE FtFTEENTH tNTERNATtONAL
MEETiNG ON ALPtNE METEOROLOGY
GRtNDELWALD
SCHWEtZ
19.-23. Sept. 1978
1. Teit

SIMMEN G.
SCHÜEPP M.
RIEDL J., ANIOL R.
RAVUSSIN P.E.
CADEZ M.
NIEDZWIEDZ T.
ZUELLIG W., KELLER U.
KURZ M.
RAGETTE G.
STEINACKER R,
GASSER 0.
TENTER K.-J.
KEUL A.G.
COURVOISIER H.W.
MACHALEK Ä.
SCHWEGLER H.
PAGLIARL M.
REUTER H.
PRISTOV J.
PECHINGER U.'
HARTMANNSGRUBER R.
LISAC I.
PHILLIPS P., RICHNER H,
tnhättsverzeichnis
DREISEITL ,E,, PHELPS R. Mountain winds in the plains
LONCAR E.
GANDINO C.
PETKOVSEK Z.
POJE D.
TROMP W.S.
JENDRITZKY G.,
SOENNING W,
HESS M., NIEDZWIEDZ I , ,
OBREBSKA-STARKEL B.
MAYER H.
VOLZ R.
CANTÜ V,
WINIGER M., MESSERLI B
BIELER P.-L,
LAUSCHER F.
TODOROVIC N.,
MILOSAVLJEVIC K.
ESGOURRÖU G.
SINIK N.
Vorwort
Zum Geleit
Quantitative Radar-Niederschlagsmessungen im Ammergebirge
Mesure ä distance des parametres de l'atmosphere au moyen d'un sondeur radioacoüstiqüe
Gebirge und Grenzschichten in der Atmosphäre
The changes of the atmospheric circulation indices over the Polish West Carpathians
during last 27 years
Alpenbedingte Subsidenzeffekte
Zur Intensität der Lee-Zyklogenese über Oberitalien
Zeit-Höhehschnitte eines Frontensystems über den Alpen
Synoptische Erfahrungen mit einer Alpenwetterkarte
Sichtf lügwetterbedingungen für, Alpenüberquerungen
GAFOR-Sichtflugvorhersagen
im Aipenraum
Wetterbeeinflüsste Flugunfälle in den österreichischen Alpen
Objektive Regionalvorhersage für das Berner Oberland
Bericht über objektive Prognosenverfahren an der Zentralänstalt für Meteorologie ^
und Geodynamik unter Berücksichtigung von MOS (Model Output Statistics)
Luftreinhaltung im Alpenraum
Una rete micrometedrölogicä per lo studio del tirasporto e delle diffüsione di
inquinanti in due vallate äppehniniche
Zur Theorie der Ausbreitung von Schadgasen bei niedrigen Inversionen
Vorhersäge der Luftverunreinigung für Talhecken
SO^-Immissionskonzentrationen bei Calmen in innerälpinen Beckenlagen
(Aichfeld-Murboden, Stmk.)
Tagesgang des bodennahen Ozons an Bergstationen
The optimal line for turbulent wind oscillations determined from energy
spectra
Lee side wind profiies during foehn
Starkwinde und Wetterlagen in den.Dinärischen Alpen
Solar radiation and välley breeze in the southern parts of the Alps
Zones of convergence in local air flow in Valleys and basins
Die Lokalwinde in Zagreb
Biological effects of high altitude climate and its therapeutic äpplications
Die quantitative Erfassung des thermischen Wirkungskomplexes in der Klimatherapie
Zur Charakteristik der thermischen Verhältnisse in den Berggebieten vom
Standpunkt der Vegetätionsbedürfnisse der Kulturpflanzen
Mikroklimatische Verhältnisse im Bergmischwald bei verschiedenen Schlagverfahren
Vergleich zwischen Berner Jura und Berner Oberland vorgenommen auf Grund
zweier phänologischer Ereignisse aus Frühling und Herbst
Abbpzzo di una Meteoroiogia appennihica
.Rezente ünd kaltzeitliche klima-oekologische Gliederung der afrikanischen
Hochgebirge zwischen Mittelmeer- ühd Aequator
Le paleoclimat de la region de Nendaz, Nouvelles interpretations au sujet du
rechauffement POST-WUERMIEN
Täbellenkärten als eine Methode zur Darstellung von KÜmawerten in Gebirgs-
1andern
Einfluss der Alpen und Karpaten auf das Klima in der Pannonischen Ebene
in Jugoslawien
Le printemps dans les Alpes: Etude du rechauffement des temperatures
Temperature and cioudiness correlation in the region of Alps
Seite
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108
113
117
121
125
129
135
139
143
147

SCHÜEPP M.
PESCARU I.V..
WOOLDRIDGE G.L.
BRANKOVIC 5.
DRAGHICI I.
KUHN W.
GELO B.
FISCHER G.,
BERNHARDT I.
PRODI F., FEA G.
GBURCIK P.
duRIC* M.
POPESCÜ G.,
MILITARU F.
GLASNOVIC D.
JURCEC V.
LA VALLE L.
REINHARDT' M.E. ,
WILLEKE H.
KUHN M.
MIGHNA E., PAGZOS St.
VOIRON H.
PLESKO N.
MUELLER W.
LUKAC J.
HOCEVAR A.
HESS M., OLECKI Z.
STAÜDINGER M.
HAECKEL H.
SAHSAMANOGLOU H.S.
ESCHER-VETTER H.
AMBACH W., u.a.
NOBILIS F., WIHL G,
VIVIAN H., MARTIN S.
Die Bewölkungsverhältniss.e im Alpengebiet bei verschiedenen
Wetterlagen
The experimentation öf a baroclinic model with 5 levels in the southeastern
Europe, including the orography effect
A one-layer model for eddy diffusiyity profiies using field data
The
effect of verticai resoiution in a limited area atmospheric model
Mpdifications of the surface frontogenesis, associated with simple
in an isentropic model
Feinmaschige numerische Prognosen in der Schweiz
orography
Ein Beitrag zum Problem der Parametrisation der Konvektionswölken in der
Verbindung zu den Strömungen der Makroskaie
Fehler numerischer Wettervorhersagen in spektraler Darstellung
Transport and deposition of Säharan dust
over Alps
Inclusion
of the orographie error in the numerical forecast model
Some mesoscale meteoroiogicai phenomena invoived by the mountain
The analysis of the influence left by the Romanian Carpathians upon wind
forecasting in Römania
Objective cross section analysis
A case study of frontal developments in the Alps region
Contributo di orografia, förzamento termico e pertürbazioni möbili alle onde
quasi-stazionarie
Zur horizontalen Temperatur- und Feuchteverteilung eines Inntalquerschnittes
östlich von Innsbruck bei Berg- und Talwindzirkulation nach Simultanmessungen
mit drei Motorseglern
Südföhn, Nordföhn uhd die Temperaturmaxima von Innsbruck und Bozen
Die feuchtigkeits^thermischen Sonderbarkeiten des Gebirgstals bei ausgewählten
Witterungstypen in den Karpaten
La topographie de 1'isotherme 0° sur les Alpes du Nord durant I'hiver
Air temperature and heät energy balance in Dinaric Alps
Zeitliche Aenderungen von Sonnenschein und Strahlung im ostalpinen
Bereich
Einige Charakteristiken der Trübung der Atmosphäre
Time ahd space variability of sunshine duration in mesoscale
Die Sohhenglobalstrahlüng äm senkrechten
Profil der Karpaten
Die Strahlungsbilanzen zweier hochalpiner Stationen während der Vegetationsperiode
Der Energiehäushalt einer Almwiese dargestellt am Beispiel eines Tages aus
der Trockenperiöde von 1976
The mountain mass of Olympus as ä heating source of the löwer troposphere
Quantitative Erfassung der kurzwelligen Strahlungsbilanz eines Gletschers
Untersuchungen der Wassertafel am Kesselwandferner
an einem 30 m tiefen Firnschacht
(Öetztaler Alpen)
Zur Wahrscheinlichkeit der mittleren Monatshiederschlagssummeh in den
österreichischen Alpen
Fluctuations spatio-temporelles des preeipitations d'une zone intra-älpine
en fonction de la circulation atmospherique generale (exemples pris en
Sayqie)
NAVARRE J.P., CLEMENT R. Determination statistique des preeipitations sür les Alpes Frangaises
DAGNINO I ; ,
Le precipitazioni del 6-10 Ottobre 1977 sulla Liguria Centrale
FLOCCHINI G., PALAU C.
Seite
150
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267

STICHLER W.,
HERRMANN A.
KELLER H. M.
SNEYERS R.
MAHERAS P.
FOEHN P. M.
MILOSAVLJEVIC K.,
TODOROVIC N.
FLOCCHINI C,
PALAU G., TESSORE E.
ZANELLA G.
DUCLAY J. E.
TEPES E.
PASCU M.,
ILIESCU M,
CEHAK K.
FEDERER B., u.a.
BAUMGARTNER A.,
REICHEL E., WEBER G.
WITTE N.
RICHNER H.
Räumlich-zeitliche Variationen der Isotopengehalte
Niederschläge
Der anorganische Stickstoffgehalt im Niederschlag
randalpiner
eines Voralpengebietes
L'influence du relief sur les valeurs extremes de l'intensite et de la
duree des preeipitations en Belgique
L'influence de l'orographie de l'Eubee et du Pilion (Grece) sür la
distribution des preeipitations
Wahrscheinlichkeit und Ergiebigkeit von Grossschneefällen im Gebirge,
insbesondere in der Region Davos
Verhältnis der Tage mit Schneedecke zu den Tagen mit Schneefall in den
Gebirgsgebieten Serbiens in Jugoslawien
La distribuzione geografica delle formazioni di ghiaccio in Liguria
La nevosita' sul versante padano dell'Appennino settentrionale
Situations ä 1'origine de chutes de neige tardives sur les Alpes Francaises
Iee depositions in Romanian mountaineous regions
An objective analysis of the climatological parameters of thunderstorm
activity over the Romanian Carpathians
Zur Gewitter- und Hagelklimatologie von Oesterreich
Meteorologische Experimente im Grossversuch IV zur Hagelabwehr in der
Schweiz (Poster)
Der Entwurf von Verteilungskarten für Niederschlag, Verdunstung und Abfiuss
in den Alpen
Numerische Simulation von Flussvereisungen in Abhängigkeit meteorologischer
Parameter am Beispiel der Loisach/Oberbayern
Zwischenbilanz der Planung des GARP Mountain Sub-programme (ALPEX)
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329

-7-
Vorwort
Zum dritten Mal findet die Internationale Tagung für Alpine Meteorologie (ITAM) in der Schweiz statt. 1954
empfing uns der Kurort Davos in Graubünden und 1966 der Verkehrsknotenpunkt Brig im Wallis. Mit Grindelwald
ist nun 1978 ein Fremdenort des Berner Oberlandes an der Reihe.
Seit der ersten Tagung für Alpine Meteorologie, welche 1950 auf Initiative von Prof. Mario Bossolasco in Mailand
und Turin stattfand, hat die Erforschung des Einflusses der Gebirge auf Wetter und Klima Fortschritte
erzielt. Zahlreiche Probleme sind jedoch noch ungelöst, viele Fragen unbeantwortet geblieben. Dies ist auch
von der "Weltorganisation für Meteorologie" und von der "Internationalen Union der wissenschaftlichen Kommissionen"
erkannt worden. Sie planen daher im Rahmen des "Globalen Programms für Atmosphärenforschung"
(GARP = Global Atmospheric Research Programme) für die ersten 80er Jahre ein grossangelegtes Experiment im
Alpengebiet (ALPEX).
Alle offiziellen Wetterdienste derAlpenländer sowie zahlreiche wissenschaftliche Institute und Wissenschafter
haben dem ALPEX ihre Unterstützung zugesichert. Damit wird unsere künftige Arbeit innerhalb und ausserhalb
der ITAM in verschiedener Hinsicht bereichert und erweitert.Was die Initianten unserer Tagungen seinerzeit
anstrebten - bessere Kenntnisse über die Meteorologie der Alpen-ist nun auch von höchsten Fachgremien
als wichtige Aufgabe erkannt worden. Es ist zu hoffen, dass schon die ITAM-78 von der in Aussicht stehenden
Aufwertung ihres Fachgebietes Nutzen ziehen wird.
Für die 15. Tagung in Grindelwald wurden gegen 120 Vorträge angemeldet.Da wir aufgrund bisheriger Erfahrungen
auf Doppelsitzungen verzichten, kann nur ein Teil dieser Arbeiten vorgetragen werden.Um möglichst viele
Ergebnisse weiter vermitteln und an der Tagung diskutieren zu können, werden alle eingereichten Vorträge
veröffentlicht.
Der Tagungsband erscheint in zwei Teilen:
im ersten Teil sind die bis Mitte Juni 1978 eingegangenen Manuskripte enthalten; er wird zu Beginn der Tagung
an die Teilnehmer abgegeben. Der zweite Band, welcher anfangs 1979 versandt wird, enthält nebst den
später noch eingereichten Vorträgen eine Teilnehmerliste,ein Adressenverzeichnis der Autoren und einen kurzen
Tagungsbericht. Erstmals sind die Manuskripte in druckreifer Form einverlangt worden, wobei die Autoren
für Inhalt und Form ihres Beitrages verantwortlich sind. Dieses Vorgehen hat sich bewährt; nur wenige Arbeiten
mussten neu geschrieben oder gezeichnet werden. Ich danke den Verfassern für die mehrheitlich sehr
sorgfältige graphische Gestaltung und die Einhaltung unserer Weisungen. Mit dem VorTiegen der Mehrzahl der
ausführlichen Vortragstexte an der Tagung selbst soll das Verständnis während unseren viersprachigen Fachsitzungen
ohne Simultanübersetzung erleichtert werden.
Ich hoffe, dass mit unseren Vorbereitungen der Austausch alpinmeteorologischer Probleme und neuer Ergebnisse
erleichtert werden konnte und wünsche der Tagungam Fusse des Wetterhorns einen erfolgreichen Verlauf.
GERHARD SIMMEN
DirektorMZA

-8-
Zum Geteit
Fünfzehn ist im allgemeinen noch keine genügend grosse Zahl,um rückblickend Jubiläen zu feiern. Wenn jedoch
eine Veranstaltung wie die Internationale Tagung für Alpine Meteorologie zweijährlich durchgeführt
wird, dürfen sich die 28 Jahre seit dem ersten Kongress in Türin doch blicken lassen. Bereits sind wir eine
Generation weitergerückt. Unser initiativer Gründer M. Bossolasco darf sich freuen über sein Kind, welches
er damals aus der Taufe hob, zeigt doch die Liste der in Grindelwald vorgelegten Arbeiten, dass der Sprössling
heute in voller Lebenskraft steht. Die Tagung für alpine Meteorologie ist aber auch nicht zu einem
"Altherrenverband" geworden. Sie widerspiegelt heute wie damals die Bereitschaft, aktuelle Probleme zu diskutieren
und an deren Lösung zu arbeiten.
Mas in der Vergangenheit alles besprochen wurde, hat uns F. Lauscher in seiner Uebersicht an der XIII. Tagung
in St. Vincent ins Gedächtnis gerufen. Es ist eine eindrückliche Liste, welche uns zeigt, wie breit
gefächert die Themen aus dem alpinen Räume sind. Haben sich die Schwerpunkte in den 28 Jahren verschoben?
Wohl sind manche Probleme immer noch ungelöst und erheischen weiterhin unsere Aufmerksamkeit: So unter anderem
die klimatischen Veränderungen.wie beispielsweise die leichte Abkühlung nach dem Klimaoptimum vor
etwa 30 Jahren, wo wir in bezug auf die Ursachen immer noch im Dunkeln tappen.
In anderen Sektoren haben dank fortschreitender Technik, welche uns beispielsweise brauchbare numerische
Wettervorhersagen bis auf mindestens drei Tage hinaus liefert, gewisse Fragen an Aktualität verloren.Manche
alte Technik der "Wetterfrösche" Wurde dadurch ersetzt.
Dass die rasche Entwicklung während der letzten drei Jahrzehnte mit Radar, Computer„Satelliten,numerischer
Vorhersage und automatischen Beobachtungsnetzen aber nicht nur Probleme löste, sondern auch viele neue
schuf, ist uns allen nur zu gut bewusst. So wird es auch in Grindelwald nicht an Diskussionsstoff fehlen.
Wir haben darauf hingewiesen, dass die Alpinen Tagungen nach unserer Ueberzeugung jung geblieben sind, jung
bleiben müssen, wenn sie ihre Aufgabe erfüllen sollen. Eine ernsthafte Frage, die sich uns stellt: Ist eine
solche regionale Zusammenkunft zweckmässig oder sollten wir uns darauf beschränken, die Tagungen im internationalen
Rahmen derWMO durchzuführen? Könnten Veranstaltungen der Weltorganisation die Alpinen Tagungen
ersetzen? Ich habe die Ueberzeugung, dass ein Verzicht nicht gerechtfertigt wäre. Neben dem internationalen
Forum, in welchem die staatlichen Institute den Satzungen entsprechend das tragende Element sind und wo
deshalb die Politik ein entsprechendes Gewicht besitzt, hat eine freie Vereinigung wie unsere Tagung ihren
Platz verdient. Hier spricht der Einzelne nicht als Vertreter seines Staates in amtlichem Auftrag, sondern
als Wissenschafter, als Herr oder Frau XY. Viele neue Kräfte sollen die Möglichkeit haben, sich auszusprechen
und ihre Ideen und Resultate vorzutragen, damit man weiss, wer welche Teilprobleme in einem bestimmten
Gebiet beackert. Zudem gibt unsere Tagung die Möglichkeit, im Mechselgespräch - viel einfacher als
im schwerfälligen schriftlichen Verkehr - die Probleme zu erörtern, Erfahrungen auszutauschen und Anregungen
zu empfangen oder weiterzugeben. Hier können über Gebirgskämme und Sprachgrenzen hinweg Fäden gesponnen
werden von Norden nach Süden und von Westen nach Osten. Ich glaube, dass diese persönlichen Kontakte etwas
vom Wichtigsten sind, was uns eine solche regionale Tagung geben kann. Die Alpine Tagung möge ein kleinwenig
mithelfen, das gegenseitige Verständnis und die langsame Stärkung der internationalen Bande zu fördern.
Wir müssen mehr und mehr einsehen, dass viele künftige Aufgaben im nationalen Rahmen nicht oder nur sehr
schwer lösbar sind. Wir denken da beispielsweise an die Einführung der feinmaschigen numerischen Wettervorhersagen
im Alpengebiet oder an den Ausbau der Satellitenmeteorologie. Hier können unseres Erachtens nur
mit koordinierten, gemeinsamen Aktionen die grossen Aufgaben dauerhaft gelöst werden. Bereits die vielen
Anregungen jedoch, welche unsere Tagung bietet, bringen uns diesem Ziel einen Schritt näher. Dass die Wege
in der Meteorologie oft mühsam sind, soll uns nicht verdriessen. Der Gebirgsbewohner ist gewohnt, keine
breite Strasse mit gleichmässiger Steigung vorzufinden, sondern einen steinigen Pfad mit rasch wechselndem
Auf und Ab, jedoch mit vielen interessanten Punkten und ständig neuen Ausblicken. So mögen auch in diesem
Jahr neue Samenkörner ausgestreut werden, welche sich bis zur nächsten Zusammenkunft entwickeln und später
vielleicht zu stattlichen Bäumen in der meteorologischen Landschaft heranwachsen können. Unser Wunsch: Der
Wettergott möge dazu in Grindelwald das günstige Wetter und das dazugehörige ("Tagungs")-Klima beisteuern.
MAX
SCHÜEPP

551.501.81:551.577.2(234.322)
QUANTITATIVE RADAR-NIEDERSCHLAGSMESSUNGEN IM AMMERGEBIRGE
Johann Riedl und Rudolf Aniol
Meteorologisches Observatorium
Hohenpeissenberg,BRD
Abstract First results of quantitative precipitation
measurements by radar with partially
screened rädärbeam in mountainous region äre
reported. Problems of those measurements are shown
by aid of an example.
Zusammenfassung Es wird über die ersten Versuche
berichtet, bei teilweiser Abschattung des Radarsträhl
s durch gebirgiges Gelände quantitativ
Niederschlag zu messen. Ein Beispiel soll die
Problematik dieser Messungen aufzeigen.
1. MESSPRINZIP
Im Jahre 1968 wurde auf dem Hohenpeissenberg
mit den ersten Versuchen einer quantitativen Radar-
Niederschlagsmessung begonnen und zunächst das
Messprinzip erprobt. Seit 1975 steht für diese
Aufgabe ein modernes Radargerät (EECMR 100-5,,
Sendeleistung 250 KM, Mellenlänge 5.3 cm, 12-ft-
Parabolspiegel mit LOP Keulenbreite)zur Verfügung,
mit dem im Sommer 1977 u.a. einige Messungen im
gebirgigen Gelände durchgeführt Wurden.
Das Prinzip der Radar-Niederschlagsmessung ist
einfach. Das Radargerät sendet in einem stark gebündelten
Strahl kurze elektromagnetische Impulse
aus. Diese werden von den Niederschlagsteilchen
zum Teil reflektiert, die Echos quantitativ gemessen
und mit Hilfe der sog. Radargleichung in
Niederschlagsintensitäten umgerechnet. Bei kontinuierlicher
Durchführung der Messungen erhält man
schliesslich durch .Aufaddieren der Ergebnisse die
Niedersehlagsmenge für die gesamte Fläche des
Niederschlagsereignisses. Bei der praktischen
Durchführung der Messung und Auswertung ergeben
sich jedoch einige Probleme, die hauptsächlich
durch die starken Schwankungen der Niederschlagsstruktur,
d.h. durch die sich ständig ändernde Verteilung
der fall enden Regentropfen bedingt sind.
Um diese Schwierigkeiten, auf die hier nicht näher
eingegangen werden soll, zu umgehen, wird heute
vielfach die sog. Aneichmethode verwendet. Dabei
erfolgt eine nachträgliche Korrektur des Flächenniederschlagsmessergebnisses
durch einen Aneichfaktor,
gewonnen aus dem Vergleich einer Punktniederschlagsmessungam
Boden mit dem zugehörigen
Mert der Radarmessung.
2. ABSCHATTUNGDES RADARSTRAHLSDURCH GEBIRGE
Eine Voraussetzung für die Anwendung der Radargleichung
bei der quantitativen Niederschlagsmessung
ist, dass der Radarstrahi voll mit Niederschlag
gefüllt sein muss. Wenn das Radargerät gegen
einen Gebirgszug abstrahlt, wird für den Bereich
dahinter ein Teil des Radarstrahls abgeschattet.
Die folgende schematische Darstellung (Figur 1)
soll dies verdeutlichen.
Figur 1: Abschattung des Radarstrahis durchGebirge..
Bis zur Gebirgskette A befinden sich im Radarstrahi
keine Hindernisse. Zwischen A und B ist ein
kleiner Teil , zwischen B und C ein grosser Teil
des Radarstrahls abgeschattet, d.h. für diese Teilgebiete
ist die o.g. Voraussetzung nicht mehr gegeben.
Hinter der Gebirgskette C schliesslich
herrscht TotaTabschattung, das Radargerät kann in
diesem Gebiet nichts mehr "sehen".
Man könnte sich im Einzelfall dadurch helfen,
dass der Abstrahlwinkel vergrössert, also die Antenne
angehoben wird, bis die Festziele verschwinden.
Dies wäre in unserem Gebiet, bedingt durch die bei
Festzielen im Nahbereich stark wirksamen Nebenkeulen
des Radarstrahls, erst bei einem Abstrahlwinkel
von rund 3.5° der Fall. Die Folge wäre jedoch,
dass der Radarstrahi bereits in etwa 40 km
Entfernung die Null gradgrenze, die im hiesigen
Klimagebiet während des Sommers im Durchschnittum
4 km hoch liegt, erreicht und dann wegen des Uebergangs
von Massertröpfchen in Ei steilchen eine
quantitative Radärmessung sehr erschwert, wenn
nicht unmöglich wird.
3. ERSTEMESSUNGEN IM AMMERGEBIRGE
Der Blick auf das Untersuchungsgebiet ist in Figur
2 dargestellt. Man sieht darauf die Umrisse von
4 Gebirgszügen, wobei z.B. die dritte Bergkette
teilweise durch die davorliegende unterbrochen wird.
Im Radarbild (Figur 3) tritt dies natürlich genauso
in Erscheinung. Gleichzeitig erkennt man aber,
dass die Täler zwischen den Gebirgsketten relativ
schmal sind, was für die Auswahl von günstig gelegenen
Aufstenungsplätzen für die Aneich-Regenmesser
eine grosse Erschwernis bedeutet. Im Bereich
von 188 und 195° wurden vor der ersten Bergkette
und zwischen der ersten und zweiten sowie zweiten

-10-
Zugspitze 2963 m
175 60 85 190* 195
Figur 2: Umrisse der Gebirgsketten im Süden des Hohenpeissenbergs.
Bergkette wächst der Abschattungsanteil, die Radar-
Niederschlagsmengen fallen weiter ab und Aneichfaktoren
von 3 bis 6.5 zeigen an, dass in diesem
Teilbereich von einer wirklichen Messung kaum noch
gesprochen werden kann.
2QQ* IM* 17C*
MtMt
Figur 3; Radarbild der Festziele im Süden des
Hohenpei ssenbergs.
uhd dritten Kette Regenschreiber aufgebaut bzw.
bereits bestehende Regenschreiber (Niederschlagsnetz
wA München und Sondernetz "Lindenhofer Tal"
Wasserwirtschäftsamt wei l heim) verwendet.
Als Beispiel für eine Messung und Auswertung
soll ein rund 6stündiger Stauniederschlag vom
30.06.1977 dienen. Der Computerausdruck für das
Gesamtergebnis ist in Figur 4 wiedergegeben. Bis
zur ersten Bergkette stimmen die mit Radar berechneten
und die am Erdboden gemessenen Niederschlagsmengen
überein, der Aneichfaktor für diesen
Bereich beträgt also 1.0. Hinter der ersten Bergkette
nehmen die Radar-Niederschlagsmengen wesentlich
ab, während die Bodenteststationen Mengen
von 11 bis 14mm aufweisen. Der Aneichfaktor für
den Teilbereich 188 bis 193° von 2.1 besagt, dass
der Radarstrahl hinter dieser Bergkette schon
um mehr als die Hälfte abgeschattet ist. Nach
Westen zu werden die Radar-Niederschlagsmengen entsprechend
der wachsenden Abschattung (siehe Fig.2)
noch kleiner, der Aneichfaktor beträgt bei 195°
bereits 4.2. Zwischen der zweiten und dritten
Niederschlag (1/T0mm 181. Tag 716-1324 Uhr
Km 195 194 193 192 191 T90 189 188 Grad
11 31 30 32 31 32 35 36 37
12 34 36 33 29 28 28 29 30
13 50 49 48 46 45 41 39 39
14 60 66 71 72 66 65 62 60
15 77 81 90 94 96 101 97 88
16 70 75 84 92
97 99 95 94
17 71 82 87 86 88 90 94 96
18
83 78 79 85
19
20
21 31 43 61 74 79 79 74
22 27 41 57 69 76
74
23 26 - 40 60
24
25
26
14 9 18
27 21 27 23 21 22 8 3 12
28 12 19 19 17 21 8 4 11
29 9 17 19 18 21 Tl 14 31
30 13
32
31
12 12
32
Figur 4:
Auszug aus dem Computerausdruck vom
Niederschlagsereignis R 77/19.
4. SCHLUSSBETRACHTUNGEN
Die an sich naheliegende Idee, den Abschattungsanteil
im Radarstrahl aufgrund von Figur 2 zu berechnen
und dann mit den für Teilbereiche bestimmten
Aneichfaktoren zu vergleichen, lässt sich
aus radartechnischen Gründen und wegen der Schwierigkeit,
die Ausbreitungsbedingungen genau zu erfassen,
nur angenähert verwirklichen. Geringe, unvermeidbare
Fehler von wenigen Zehntel Grad in der
Steuerung des Antennen-ElevationswinkeTs beein-

flussen den abgeschatteten Anteil des Radarstrahls
erheblich. Ausserdem ist der Radarstrahl als ganzes
zu berücksichtigen und nicht nur der Teil, der
durch die Angabe der 3-dB-Punkte (="Keulehbreite")
beschrieben wird. Die gleichen Probleme treten
in Azimutrichtung an Taleinschnitten und Flanken
auf. Wenn jedoch der Radarstrahi nicht zu stark
abgeschattet ist und der Betrag des Abschattungsanteils
sich für einen Teilbereich nur wenig
ändert, dürfte eine quantitative Abschätzung des
Flächenniederschlags hinter einer Bergkette in
der Praxis zu verwirklichen sein. Entsprechende
Versuche mit etwas vergrbssertem Abstrahlwinkel
des Radars im Bereich von etwa 175° (siehe Figur
2) sind für die Messsaison 1978 vorgesehen.
-11-

-12-
551 .501.796
MESURE A DISTANCE DES PARAMETRES DE L'ATMOSPHERE
AU MOYEN D'UN SONDEUR RADIOACOUSTIQUE
Pierre E. Ravussln
Ecole Polytechnique Federale de Lausanne
Lausanne, Suisse
Abstract The new requirements for air quality have
led the working group EPFL-ISM and the Institute
of Mechanics of Turbulence of the Swiss Federal
Institute of Technology of Lausanne to develop an
automatic radioacoustic sounding system of the main
atmospherical parameters: wind, temperature, humidity.
Parts of the prototype we are building have
given measurements of the temperature profile of
the atmosphere up to an altitude of 3000 m with
an acoustic power of 50 W and of the verticai wind
up to 450 m. At the same time a discriminating
method gives the height of the inversion.
Resume Les exigences accrues de la protection de
1 'environnement ont conduit le groupe- EPFL-ISM sur
l 'environnement atmospherique et la Chäire de la
mecanique de la turbulence ä developper un Systeme
de sondage radioacoustique automatique des principaux
parametres de l'atmosphere: vent, temperature
et humidite. Les elements du prototype en construction
ont permis d'obtenir un profii de temperature
jusqu'a 300m avec une puissance sonore de 50W et
un profii du vent verticai jusqu-ä 450m. Paralieiement
une methode de discrimination du signal donne
la hauteur d'inversion.
1. INTRODUCTION
de 1'atmosphere.
Sensing)
(RACES pour Remote Acoustic
300
C'est dans Te cadre du groupe Ecole Polytechnique
Federale de Lausanne-Institut Suisse de Meteorologie
sur l'environnement atmospherique et Ta
Chaire de la m&canique de la turbulence que nous
avons entrepris le developpement d'un dispositif
capable de mesurer ä distance le profii verticai
des principaux parametres de l'atmosphere: vent tridimentionel,
temperature et humidite. Cet appareil
est destine ä completer, voir § remplacer les grands
pylones actuellement utilises pour les etudes micrometeorologiques
de sites. La portee prevue est
limitee ä quelques centaines de metres.
2. PROJET "RACES"
Parmis les diverses technologies envisageables,
telles que le laser, le radar ou la methode radioacoustique,
c'est cette derniere qui presente les
caracterisques les plus interessantes. La methode
acoustique est en effet beaucoup plus sensible que
Tes autres et eile fait appel ä une technologie
plus simple. Enfin un calcul de faisabilite nous
a montre que la mesure du profii verticai de la
temperature jusqu'a une hauteur de plusieurs
centaines de metres etait realisable. Fondamentalement
la methode est simple: on envoye verticai
ement dans l'air un train d'onde sonore d'une
duree de quelques dizaines de mi Iiiseconde de duree.
On deduit les parametres physiques de l'atmosphere,
fonction de 1'altitude, des proprietes de propagatiön
e,t de diffusiön d" paquet d'onde sonore au
cours de son aseension. Le projet RACE consiste
en l'automatisation complete du processus de
mesure du profii verticai du vent tridimensionnel,
de la temperature et de 1'humidite, ainsi que des
caracteristiques qualitatives des basses couches
Figure 1. Systeme RACES
2.1 Mesure qualitative de la structure de
1'atmosphere
Le signal recu au sol provient de la diffusiön
de l'onde sonore sur la turbulence atmosphe-'
rlque. 11 donne des indications qualitatives Sur
la structure de l'atmosphere. La loi de diffusiön
du son par la turbulence de l'atmosphere est
donnee par l'equation:
(sinB) H/3 (1)
avec: k nombre d'onde au signal sonore
8 angle de diffusiön
Cv parametre caracteristique de la turbulence
du vent
V vitesse du vent
Cr parametre caracteristique de la turbulence
thermique
T temperature de l'air
Toutefois cette equation suppose que les spectres
de turbulence thermique et du vent suivent la loi
de Kolmogorov et que l'echelle de turbulence est
beaucoup plus petite que la longueur d'onde du
signal acoustique,, Cependant on peut montrer dans
le cas general un effet directif different pour la
turbulence thermique que pour la turbulence du vent.
On a ici une premiere methode qualitative d'analyse:
en emettant et en recevant verticaiement on obtient
une indieation de 1'intensite de la turbulence
thermique de l'atmosphere, fonction de l'altitude,

-13-
(sodar monostatique) tandis qu'en emettant verticalement
et en recevant obliquement, on a une
combinaison de la turbulence d'origine thernn'que
et de la turbulence du vent (sodar bistatique).
Les enregistrements du sodar monostatique
ne sont pas faciles ä interpreter. Cependant,
l'analyse numeriqüe du signal recu donne des
informations supplementaires: j'ai en effet demontre
theoriquement et verifie experimentalement
que l'indice de fluctuation R(h) diminue lorsque
le signal sodar traverse une couche d'inversion.
L'indice de fluctuation est defini comme le rapport
entre l'ecart type

-14-
]0 ms
Figure 5. Modulation d'amplitude de
saut de phase
'echo et
Ces considerations, parmis d'autres, font
que le calcul d'un spectre est mal adapte ä la
mesure de la vitesse Doppler. Nous avons mis au
point une methode de mesure de periode du signal
qui donne directement la moyenne spatiale du
vecteur vent dans le volume d'epreuve. On peut
encore effectuer une moyenne temporelle en travaillant
sur les donnees de plusieurs sondages
successifs. La mesure du profii verticai du
vecteur vent tridimensionnel s'effectue en utilisant
3 recepteurs disposes selon la figure 1 qui
mesurent simultanement les 3 composantes du
vecteur vent.
!

3. CONCLUSION
Les premiers resultats obtenus au moyen
des eiements du projet RACES d6jä reaHses
montrent clairement la richesse des possibilites
qu'offre la methode de sondage radioacoustique.
Nous allons entreprendre une campagne
d'essais comparatifs, suivie d'une campagne
de mesure du taux de disponibilite des donnees
afin de prouver que le SystemeRACES est un
instrument de mesure utilisable pratiquement.
4. QUELQUES REFERENCES
Gething J.T. and Jenssen D. (1971).
Measuring of Temperature and Humidity by Acoustic
Echo Sounding. Department of Meteoroiogy
University of Melbouren, Australia.
Huguet P. and Poisson R. (1977). Sodar
monostatique: Etude et expioitation de l'intensite
de 1'Scho. Note technique 77Hf03. Bertin et Cie,
Paris, France.
NorthE.M. andPeterson A.M. (1973). RASS
a Remote Sensing System for measuring Low Level
Temperature Profiles. Genter for Radar
Astronomy, Stanford, USA.
Ravussin P. (1975). Intensite du son dans
un sondage acoustique. Publication interne.
Groupe EPFL-ISM, Lausanne, Suisse.
Ravussin P. (1976). Mesure du profii de
temperature de la couche limite atmospherique.
Publication interne. Groupe EPFL-ISM, Lausanne,
Suisse.
Ravussin P. (1976). Theorie du Sodar-
Colloque sur les techniques de mesures fines de
l'atmosphere et mesures ä distance, p. 1-13.
EPFL, Lausanne, Suisse.
Stoff H. (1977). Representation graphique
du resultat d'un radar acoustique (SODAR) sür
table tracanteSERVOGOR 211 BBC-GOERTZ et
mini-ordinateur OLIVETTI P652. Publication
interne. Groupe EPFL-ISM, Lausanne, Suisse.
Tatarskii V.l. (1971). The Effects of the
Turbulent Atmosphere on Wave Propagatiön.
Israel Program for Scientific Translation,
Jerusalem, Israel.

-16-
551.515.8(23)
GEBIRGE UND GRENZSCHICHTEN IN DER ATMOSPHAERE
Marijan Cadef
Beograd, Yugoslavia
Abstract In mountainous regions exist often cold
and warm stemming zones which are separated from
the surrounding air with boundary layers. Some
properties of such a layer are described.
Zusammenfassung In der Atmosphäre der Gebirgsgebiete
bilden sich oft kalte und warme Stauzonen,
die sich durch Grenzschichten von der umgebenden
Luft abgrenzen. Einige Eigenschaften solcher'
Schichten werden beschrieben.
1. EINLEITUNG
In Gebirgsgebieten bilden sich wegen der Zusammendrückbar
kei t der Luft bei verschiedenen Wetterlagen
und an verschiedenen Stellen grössere und
kleinere Stauzonen, wo die Luft verhältnismässig
ruhig liegt ((Üadez'., 1961). Jede solche Zone wird
durch eine Uebergangsschicht (Grenzschicht) gegen
die umgebende Atmosphäre, wo Winde wehen, abgegrenzt.
Neben diesen bestehen dort auch Grenzschichten
(TemperaturinVersionen) als obere Grenzen
der Kaltluftseen, welche hauptsäGhiich wegen der
Ausstrahlung und Marmel eitung und wegen des Schmelzens
des Schnees entstehen.
Vor uns stehen verschiedene diesbezügliche offene
Fragen: Was für Eigenschaften haben solche
Grenzschichten, wie bewegen sieh dort elnzelneLUftmassen,
kalte und warme, von welchen Faktoren hängen
die Dicke und Form einer solchen Schicht ab
usw. Das sind Probleme, welche heute nicht genügend
erläutert sind und wir können darüber in verschiedenen
meteorologischen Lehrbüchern, auch solchen
über dynamische Meteorologie, verhältnismässig
sehr wenig finden.
Oft wird eine Grenzschicht näherungsweise als
eine Grenzfläche gedeutet^ die zwei Luftmassen mit
verschiedenen physikalischen Eigenschaften teilt.
Hier denken wir an die bekannte Margulessche Gleichung
für die Neigung einer Grenzfläche gegen die
Horizontalebene und an die Grenzflächenbedingungen.
Bei unseren Untersuchungen der Metterentwicklung
in Jugoslawien hat sich gezeigt, dass unter
Umständen auch warme Luft in Form eines Keiles
neben der kalten stabil liegen kann. Eine solche
Möglichkeit besteht selbstverständlich nicht, wenn
die beiden Luftmassen durch eine Fläche begrenzt
wären. Zwischen den beiden Luftmassen muss deswegen
eine Grenzschicht bestehen und zwar eine
solche, in der die Luft statisch stabil geschichtet
ist (Cade2, 1961, 1964).
Hier wollen wir einige Eigenschaften solcher
Schichten beschreiben, unter der Voraussetzung,
dass sie durch Grenzflächen erster Ordnung nach
der Hadämard-Bjerknes Klassifi kation begrenzt
sind (Bjerknes und Autoren, 1933). Zudem werden
wir einige Gleichungen zu Grunde legen, welche in
einer Arbeit, die in Vorbereitung ist, beschrieben
werden.
2. .GRUNDGLEICHUNGEN DERGRENZFLAECHE ERSTER
ORDNUNG
Im Bereiche der Grenzfläche erster Ordnung bestehen
keine Unstetigkeiten hinsichtlich der räumlichen
Verteilung Verschiedener meteorologischer
Grössen. Diese Grossen sind u.a.:
p - Luftdichte,
T - Temperatur,
v - Luftgeschwindigkeit,
^ - Beschleunigung
IR - Reibungskraft pro Masseheinheit
tr - Radiusvektor
Die Grössen,die sich auf die eine bzw. die andere Seite
der Fläche beziehen, werden mit den Indizes i bzw.
i+1 bezeichnet.
Es kann gezeigt werden, dass an der Grenzfläche
erster Ordnung, wo ir^ = tr^i ist, die
folgenden Gleichungen gelten:
2.1. Definitionsgleichungen
s. = s.+T vs. ^ Vs.^ (1)
(s - p oder T oder eine beliebige Komponente der
Vektoren v,v und R).
2.2. AI 1 gemeine Grenzflächenbedingung
(Vs. - Vs.^) - dir = 0
2.3. Dynamische Grenzflächenbedingungen
"1 = "1+1
(2)
3VP^ 3VPi+l
(3)
Vp. = Vp.^ 3*k 3*k
(3/3x^= partielle Ableitung in x-Richtung, welche
nicht auf der Grenzfläche liegt).
2.4. Kinematische Grenzflächenbedingung
v-v. = V.v.+i (4)
2.5. Gasgleichung
P/R =P,-T. = P,+iT.^ (5)
(R = individuelle Gaskonstante, p - Luftdruck).

3. DICKE DER GRENZSCHICHT
Eine wichtige,für uns besonders interessante
Frage ist die Frage nach der Dicke derGrenzschicht,
wo sich die Luftmassen aus den zwei benachbarten
Luftschichten berühren. Wenn wir die molekulare
Wärmeübertragung und die Strahlungseffekte vernachlässigen,
können wir erwarten, dass beim ruhigen
Wetter die Grenzschicht sehr dünn sein muss. Wenn
in einer oder in den beiden Schichten Winde wehen,
dann besteht in der Grenzschicht eine Mischung der
Luftmassen aus beiden Schichten. In diese
Diese Gesetzmässigkeiten werden mit den Abbildungen
1 bis 6 gezeigt.
Wegen der Auftriebskräfte kehren die einzelnen
Luftteilchen (Strahlungs- und Märmeleitungseffekte
vernachlässigt) immer wieder zurück, was bedeutet,
dass jede Grenzschicht eine echte Sperrschicht darstellt.
Das soll eine besonders wichtige Eigenschaft
der Atmosphäre sein.
T-3
T-2
T-3
T-2
T-1
Abb. 1 Kalter Keil mit einem Temperaturunterschied
zwischen der warmen und kalten Luft, der
sich mit der Höhe verkleinert.
T-2
T-1
Abb. 4
T+l
T-2
T-1
T+l
Warmer Keil mit einem Temperaturunterschied
zwischen der warmen und kalten Luft, der
sich mit der Höhe verkleinert.
T-2
T-1
T-4
T-3
T-2
T-1
T-3 T-1
T-2
T-1 T+l
T+l
Abb. 2
Kalter Keil mit einem Temperaturunterschied
zwischen der warmen und kalten Luft, der
sich mit der Höhe nicht ändert.
Abb. 5
Warmer Keil mit einem Temperaturunterschied
zwischen der warmen und kalten Luft, der
sich mit der Höhe nicht ändert.
T-2
T-2 T-4
T-2 T-1
T-1
T-3
T-2
T-1
T-1
T + l
Abb. 3
Kalter Keil mit einem Temperaturunterschied
zwischen der warmen und kalten Luft, der
sich mit der Höhe vergrossert.
Schicht dringen von oben und unten immer neue Luftteilchen
ein, welche sich dort eine Meile aufhalten
und welche nachher wegen des Auftriebes wieder
herausgedrängt werden.
Je grössere Impulse von aussen den einzelnen
Luftteilchen zugeteilt werden und je kleiner der
Temperaturunterschied zwischen den beiden Schichten
ist, desto tiefer dringen diese eben in die Grenzschichtein.
Demzufolge sehen wir, dass, je kleiner die
Dicke der Schicht wird, die Temperaturdifferenz
zwischen der warmen und kalten Schicht sowie die
relative Geschwindigkeit einer Schicht in Bezug
auf die andere umso grösser werden.
Abb. 6
Warmer Keil mit einem Temperaturunterschied
zwischen der warmen und kalten Luft, der
sich mit der Höhe vergrossert.
4. TEMPERATUR- UND LUFTDRUCKFELD IM BEREICH
DER GRENZSCHICHT
Die Temperaturverhältnisse im Bereich einer
Grenzschicht, die durch zwei Oberflächen nullter
Ordnung begrenzt wird, veranschaulichen uns die
Abbildungen 1 bis 6. Jede zeigt den Vertikalschnitt
durch eine solche Schicht, unter der Voraussetzung,
dass die Dicke der Schicht immer nur vom Temperaturunterschied
zwischen den beiden Luftmassen abhängt.
Auf eine nähere Beschreibung der Bilder können wir
hier wegen Platzmangels nicht eingehen. Es soll nur
bemerkt werden, dass für den vertikalen Temperaturgradienten
-3T/3Z Y2 bzw. in der Grenzschicht

-18-
am Rande die Gleichungen
y = y + (a - a ) ctg^
= Y^ + (a^ - o^') ctg-j

-19-
551.513.2(234.37)
THE CHANGES OF THE ATMOSPHERIC CIRCULATION INDICES
OVER THE POLISH WEST CARPATHIANS DURING LAST 27 YEARS
Tadeusz Niedzwiedz
Institute for Meteoroiogy and Water Economy
Krakow, Poland
Abstract The paper gives monthly values
of circulation indices of! progression
- P, meridionality - M, southern circulation
- S, and cyclonicity - C over the
Polish West Carpathians. Great changeability
of these indices is stated over 1951-
-1977. On the basis of data from the meteorological
Station at Nowy Sacz influence
of these indices was examined on the
temperature and precipitation in January
and July.
Znaammanfassung In der Arbeit werden die
monatliehen Werte der Zirkulationsindexes:
die Progression - P, die meridionale Zirkulation
- M, die sudliche Zirkulation - S,
und Zyklonizit&t - C über den Polnischen
Westkarpaten berechnet. Es werden grope
Veränderungen dieser Indexes im Zeitraum
von 1951-1977 festgestellt. Auf Grund dieser
Daten für die meteorologische Station
in Nowy Sacz wird der Einfluß dieser Indexes
auf die Temperatur und die Niederschläge
im Januar und Juli untersucht.
1. INTRODUCTION
The most important elements of atmospheric
circulation directly deciding
about the weather of a given area is the
direetiön of air-masses advection or lack
of a clear advection, as well as a kind of
barometric system. The variability of circulation
indices of the atmosphere has
beert worked out for the period 1951-1977.
1.1 Synoptic types
The calender compiled takes into
consideration 20 types of synoptic Situation,
these designated as in the Lamb
(1972) Classification. To make the distinction
easy, the universally applied letter
marks were introduced to determine the direetiön
of advection with the index 'a' for
anticyclonic patterns, and *c' for cyclonic
situations:
Na,
NEa,
Ea,
SEa,
Sa,
SWa,
Wa,
NWa,
Ca
Ka
Cc
Bc
Nc
NEc
Ec
SEc
Sc
SWc
Wc
NWc
situations with an advection
of air masses fröm the north,
situations with an advection
of air masses from north-east,
situations with an advection
of air masses from the east,
situations with an advection
of air masses from the sout-
-east,
situations with an advection
of air masses from the south,
situations with an advection
of air masses from the south-
-west,
situations with an advection
of air masses from the west,
situations with an advection
of air masses from the north-
-west,
central anticyclonic Situation,
advection lacking, high pressure
centre over the Carpathians,
anticyclonic wedge, sömetimes
several undistinet centres or
a neutral pressure field of relatively
higher pressure, axis
of the ridge of high pressure,
central cyclonic Situation,
centre of low pressure over
the Carpathians,
trough of low pressure, a neutral
pressure field of low

-20-
pressure or an axia of the
trough of low pressure with
varying directions of air flow
and a system of fronts dividing
various air masses.
In the area investigated a pronounced
division into seasons was obBerved in
the course of circulation. This is expressed
in the predominanee of westem circulation
in the period from October to January,
a considerable share of the advection
of air masses from the north in the period
from April to July, and a raised high pressure
activity in the period from August
to October. For the winter, it is the west
cyclonic Situation Wc (15 o/o) and NWc
(8 o/o) which are most characteristic.
High pressure induces most often an influx
of air from the south-eastern quadrant,
mainiy of the SEa and Sa (7 o/o) types.
In summer there prevails the cyclonic trough
Bc (13 o/o), and the anticyclonic wedge
Ka (11 o/o). Among the advection situations,
the east anticyclonic Ea (8 o/o)
and the north-west cyclonic NWc (7 o/o)
are the most frequent ones.
2. INDICES OF CIRCULATION
The most essential circulation processes
on a scale of the month can best
be presented on applying the complex indices.
In the present paper use was made
of the four simple indices put forward by
R. Murray and R.P.W. Levis (1966)! index
of progression - P, index of meridional circulation
- M, index of southerly circulation
- S, and index of cyclonicity - C.
The values of these indices were calculated
for particular months by summing up
points ascribed to days with definite types
of synoptic Situation.
2.1 Index of progression - P
The ascription of points to particular
synoptic situations is as follows: types
NW,W,SW +2, types N and S -1, types NE,
E,SE -2. The remaining situations are not
estimated. It is easy to see that the positive
values of this index occur at a
distinet predominanee of air advection
from the west while the negative ones point
to a blocking of Atlantic influences.
In fig. 1 presented is an annual
run of progression index P in the Polish
West Carpathians over 1951-1975. The highest
values of the index (+16) occur in
December, the lowest in May. The blocking
of Atlantic influences (negative values
of the index) demonstrates itself from
March to June, being extended as far as
by August in the past deeade. Instead in
Great Britain very high values of progression
index can be observed in summer.
The index of progression is very significant
because it informs about the
prevalence of either oceanio or continental
influences which is of crucial importance
for the formation of the climate of
the Carpathians. For this reason the variability
of this index for all months over
a 27 year period was studied by way of 10
-year running averages (Fig. 2). A considerable
drop of the value of the index was
manifested in January since 1964 (values
amounting to +22) down to -1 over 1963-
-1972. The low value of the index was
still perceptible over 1964-1973 and has
started to rise since then up to +7 in
deeade 1967-1976. A heavy fall of this
index is marked in August, from the maximum
of +16 in deeade 1956-1965 to a value
-9 over 1967-1976. The greatest increase
in the progression index was marked
in November, from -8 over 1953-1962
to +23 over 1968-1977.
2.2 Index of meridional circulation - M
The ascription of points to particular
situations is follows: types N and S
+2, types NW,NE,SW,SE +1. The value of
this index in the Carpathians varies from
23 in April to 18 in December (Fig. 1).
A secondary maximum of meridional circulation
is visible in November (22) and
a minimum in August (19). The values of
this index for the British Isles (Murray
1966) are much lower (10-15).

-21-^
WINTER
20
20
10
I < i ) l < ) — t — I — t
10
SPRtNG
xn
IV
V! vnt X
-P M 5
Xt!
10
7*
Figure 1. Annual course of circulation indices:
P - progression index,
M - meridionality index, S - index
of soüthern circulation, C -
- cyclonicity index (1951-1975).
20
SUMMER
< t / ! I V I
A ^-
2.3 Index of southerly circulation -S
10
^ ^\ /
The punctation for particular Situation
is as follows: type S +2, types
SW,SE +1, types NW andrNE"-1, and type N
-2. Hence, positive values of the index
point to a heavy advection of air-masses
from the south while negative ones point
to the advection from the north. Throughout
the year (Fig. 1) the most intense
southerly circulation in the Carpathians
manifests Itself in November (+10), decreasing
slightly in December but well-
-distinct throughout a period from January
t i l i March. Since April a clear fall
of this index is marked down to -9 in July.
A period of the prevalence of northerly
circulation over southerly one cover
the months*from May t i l i August.
i i i i i i t i i i
AUTUMN
20
0
2^
]0-

-22-
clonic ones -1 point each. Positive values
of the index inform about the prevalence
of cyclonic situations over anticyclonic
ones. That prevalence is marked
at a time from November t i l i June, being
interrupted in January and March, with
a maximum in April (+6). The lowest values
of the index are recorded in August
(-7) and in September and October (-6).
3. INFLUENCE OF CIRCULATION INDICES ON
TEMPERATURE AND PRECIPITATION
An analysis of correlations among
mean monthly air temperature and precipitation
totals and circulation indices at
a meteorological Station Nowy Sacz has
pointed to a significant relationship between
the temperature of January (t1) and
the index P. This can be expressed by the
equation:
t l = 0.181P-4.0 Se=2.5 r-=0.56l (1)
where Sa - Standard error of estimation
and r - coefficient of linear correlation.
Value of the deviation from the regression
line in extreme cases can amount
up to 5°.
Better results are obtained when
using multiple regression with all the
four indices:
t1 = 0.131P+0.190M+0.094S+0.0450-8.8 (2)
Coefficient of multiple correlation
R = 0.800 and Standard error of estimation
Se = 2.0. Extreme differences between
the caloulated and measured values were
up to3*S*** and seven times over 25 years
exceeds 2.0°.
Similar relationship were calculated
for the temperature of July:
t7 = -0.039P+17.9 Se=0.9 r=-0.531 (3)
correlation coefficient as compared with
January, though because of lesser variability
of temperature the errors of estimation
are not Iarge.
Monthly precipitation totals exhibit
a very poor correlation with circulation
indices. The correlation coefficient
of multiple correlation of July
precipitation with the four indices is
only 0.440 and the Standard error of estimation
amoünts to 56 mm.
4. FINAL REMARKS
In summarizing it is possible to
state that the circulation indices are
characterized by a great variability both
in the course of a year as well as over
a period of many years. This variability
is greater in the winter months and, for
instance, Standard deviation for the mean
value of P is 20.9 for January and 18.7
for July*
In the formation of climate and
espeeially of air temperature it is the
progression index P that is of greatest
importance. These interrelations have proved
to be so close that i t was possible
to present them in the form of regression
equations.
5. REFERENCES
Lamb H.H., 1972, British Isles weather types
and a register of the daily
sequence of circulation patterns,
1861-1971, Geophysical Memoirs,
London,16, No1l6.
Murray R., Lewis R.P.W., 1966, Some aspects
of the synoptic climatology
of the British Isles as measured
by simple indices, The Meteorological
Magazine, Vol. 95,
No 1128, 193-203.
t7 =-0.039P+0.032M+0.068S-0.005C+l7.9 (4)
Se=0.9 R=0.629
These are characterized by a lower

-23-
551.515.2:551.588.2(234.3)
ALPENBEDINGTE SUBSIDENZEFFEKTE
Walter Züllig und Urs Keller
Schweizerische Meteorologische Zentralanstalt
Zürich, Schweiz
Abstract . Even in disturbed situations i t is
quite common that weather is much better in the
Alps than in other parts of Switzerland. An explanation
is tried with 2 situations: The windy
warm sector and cold subsident air masses near
the Alps.
Zusammenfassung Es wurde versucht, alpenbedingte
regionale Schönwettereinflüsse zu erklären.
Der Beitrag beschreibt 2 Hauptursachen:
Den windstarken Warmsektor und den blockierten
subsidenten Kaltluftkörper.
1. EINLEITUNG
In den Wintermonaten t r i t t im Aipenraum häufig
sonniges Wetter auf, und gleichzeitig ist es
im Flachland bei Nebel oder Hochnebel grau und unfreundlich.
Die Situation ist bekannt bei winterlichen
Hochdrucklagen. In diesem Vortrag beschränke
ich mich jedoch auf indifferente bis zyklonale
Lagen ohne tiefe Inversionsbewölkung, d.h. keine
Hochnebelmeldung vom Säntis (2500 m/M).
Figur 1. 700 mbar Isohypsen 23.1.1976 12z
ii2
T3
2349
2S8
Ml*
296
PS-
Zur Selektion der hier interessierenden Wetterlagen
wurde auf die Sonnenscheindauer von 4
Teststationen abgestellt. Dabei repräsentiert die
mittlere Sonnenscheindauer von Arosa ünd Davos
^AD' Stünden) den östlichen Zentralalpenraum der
Schweiz, diejenige von Basel und Schaffhausen
(Sgg) die vom Alpennordrand relativ entfernten
Niederungen. Die Ungleichung
AD > 2 * BS
liefert Fälle mit signifikant besserem Wetter in
Mittelbünden. Nach Ausscheiden der Hochnebelfälle
bleiben in den 2t/3 Jahren vom 1.1.1976 - 30.4.78
47 solche Tage.
Für eine Fallanalyse eignet sich der Wetterablauf
vom 23. bis 25. Januar 1976, denn er bietet
gleich zwei in diesem Zusammenhang interessante
Wetterlagen: Am 23. einen windstarken Warmsektor
und am 25. eine an den Alpen blockierte Kaltluftmasse.
2. WINDSTARKER WARMSEKTOR
Vor dem 23.1. verursachte eine WNW-Strömung
auf der Aipennordseite unfreundliches Wetter und
Niederschläge. In der Nacht auf den 23. durchquerte
eine Warmfront unser Land und am 23. befand
sich die Schweiz im Warmsektor.
Die 700 mbar-Höhenströmung (Fig. 1) hatte
gegenüber der Schweizerischen Nordalpenkette einen
Anströmwinkel von 45 und es wäre Nordstau zu erwarten
:
In der Klassifikation der winterlichen Strömungslagen
von Courvoisier gehört der 23. zu den Lagen
mit 500 mbar-Höhenströmung aus Sektor West, 40
Knoten, zyklonal und mit nördlicher Bodenströmung
(W4 NL). Diese Gruppe umfasst bisher 30 Fälle und
der zugehörige Zentralwert der relativen Sonnenscheindauer
beträgt in Genf 45, Basel 25, Zürich
20 und Altdorf 0 %. Entsprechend die Sonnenschein-
Mittelwerte: 45, 34, 20, 16 %. Am 23. hatte der
Alpennordhang entgegen der statistischen Erwartung
wesentlich besseres Wetter als das nordwestliche
Flachland:
Flachland und Jura
Alpenvorland
Alpennordhang
Zentraler
Alpensüdhang
Alpenraum
Anzahl
Anzahl
0 % Sonne Mittel Stationen
68 %
31 %
22 %
8 %
0.1
0.4
1.1
2.6
6.8
Tabelle 1. Prozentsatz der Stationen mit Sonnenscheindauer
null, mittlere Sonnenscheindauer der
Regionen und Anzahl Stationen mit Sonnenmessung.
Die Sonnenscheinwerte von Flachland uhd
Jura lassen auf einen fast durchwegs bedeckten
Himmel schliessen. Äm Alpennordhang zeigen hingegen
einige Stationen aufgelockerte Bewölkung
mit bis 30 % der möglichen Sonnenscheindauer. Im
Zentralalpengebiet verstärkt sich diese regionale
Wetterbesserung und mehrere Stationen hatten
einen relativ schönen Tag.
25
16
9
12
5

-24-
Auch die Niederschläge zeigten ein ungewohntes
Verhalten: Ausgedehnte Niederschlagszonen verlagerten
sich von Nordfrankreich gegen die Alpen
und hordwestl. einer Linie Lyon - Genf - Payerne -
Bodensee wurde verbreitet Regen beobachtet. Gegen
den Alpennordhang hin wurde dagegen nur örtlich
etwas Niederschlag gemeldet: Die Regenzonen überschritten
noch den Jura und lösten sich dann praktisch
auf.
Das beschriebene Wetter zeigt Nordföhn im
Süden, nördlich des Alpenkamms jedoch das Gegenteil
vom bekannten Nordstau. Dabei zeigt sowohl
die Bodendruckverteilung (Druckdifferenz 23.1.
09z Genf - Locarno 11 mbar. Zürich - Locarno 5
mbar) wie auch die kräftige alpenüberschreitende
Höhenströmung (um 09z Jungfraujoch 40 kt, Zugspitze
50 kt) Werte wie bei Nordstau, und auch
die notwendige Feuchte war durchaus vorhanden.
Warum erstreckt sich hier eine markante Suhsidenz
von der Südabdachung bis zur Luvseite der
Alpen? Wie in manchen Warmsektoren herrschte auch
am 23. eine kräftige Bodenströmung und die Druckdifferenz
Genf-Zürich (6 mbar) überstieg diejenige
von Zürich-Locarno (5 mbar). Im östlichen Mittelland
und in Süddeutschland wurde stürmischer Westwind
beobachtet: Zürich 25 kt mit Böen bis 43 kt,
Hohenpeissenberg sogar Böen bis 68 kt. Der geostrophische
Wind betrug um 09z im Bodenseeraum
60 - 70 kt. In vielen Warmsektoren ist das Wetter
am Alpennordhang wesentlich freundlicher als es
gemäss Lehrbuch seih sollte, und es ist naheliegend,
die Ursache in der Wechselwirkung von Westwind
und Orographie zu suchen.
3,
^7
P6-
3?.y
Figur 2. Bodenisobaren 23.1.1976 12z

-25-
Kaltluft (ca 40 % ) . Nach einem kräftigen Kaitiufteinbruch
am 24.. folgte bereits am 25.1. ein solcher
Kaltluftfall:
Figur 4. 300 mbar Isohypsen 25.1.1976
12z
33
R9
3g 33%
*\9
Am 25. 12z erstreckte sich eine hochreichende
Kaitluftmässe von Mitteleuropa bis nach Nordspänien
(Fig.. 4) . Im Troginnern herrschten
schwache Winde und eine Zunge besonders kalter
Luft erstreckte sich von Polen bis zur Aipennordseite.
So war es um 12z über Payerne sowohl im
850 wie im 700 mbar Niveau rund 2 Grad kälter als
in Nancy. Diese an den Alpen blockierte Kaltluftzunge,
bewirkte; bereits auf- der 700 mbar-Fläche
eine antizyklonale Deformation im Sinne eines
Kältehochs. Nach unten verstärkt sich diese Abweichung
und ergibt am Boden einen Kaltluftbedingten
Höchdruckkeil (Fig. 5).
5B3
Alpen blockiert und bewirkte, dass die von Norden
nachfolgende feuchte und etwas wärmere Luft nur
zögernd nach Süden vorstossen konnte.
Aehnlich subsidente Kaltluftzungen sind
relativ selten so ausgedehnt. Viel häufiger beschränken
sie sich auf das unmittelbare Alpengebiet:
Ein Kaltluftkörper bleibt in den Alpen eingeschlossen;
er bildet ein kleinräumiges Kaltlufthoch
und bei Aufhellungen regeneriert es sich rasch
durch die winterliche negative Strahlungsbilanz:
Bei klarem Wihterwetter beträgt die Netto-Äusstrahlung
von Erdboden und unterster Luftschicht
ca 7 0 W/m**. Min. Für die untersten 100 mbar
(Schichtdicke rund 1003 m) ergibt dies eine tägliche
StrählungsabkÜhlung von ca 6 C, der im Winter
vom 15. Oktober bis 28. Februar bei einem
Trahsmissionskoeffizienten von 0.7 und einer Albedo
von Ö.75 nur eine geringe Einstrahlung von
höchstens 2 C gegenüber steht. Die bei klarem Wetter
so mit mindestens 4 C pro Tag und 100 mbar
rasch erneuerte Kaltluft steht in den Alpen in
guter Verbindung mit der zur Grundschicht zu zählenden
Luft der Täler, sie fiiesst katabatisch
ins Flachland und wird aus höheren Schichten subsident
ersetzt. Im Flachland der Aipennordseite
kühlt sich die Grundschicht wehiger ab; denn die
Ausstrahlungsoberfläche befindet sich auf der
Obergrenze von meist hochnebelartigeh Wölken und
nur selten am Erdboden.
Diese Kaltluftsubsidenz ist im Alpengebiet
vor allem bei Hochdrücklagen bekannt. Sie erstreckt
sich jedoch bis zu mässig zyklonalen Lagen
und bewirkt, dass manche schwache Kaltfront nicht
ins Alpengebiet eindringt.
4. EINFLUSS DER JAHRESZEIT
Sämtliche Kaltluftfälle und 70 % aller gefundenen
Fälle mit mehr Sonne in Arosa/Davos fallen
auf das wegen Schneedeckeneffekt um 1 Monat
verschobene Winterhalbjahr vom 22. Oktober bis
22. April. Umgekehrt gab es zufälligerweise ebenfalls
47 Fälle mit mehr Sonne in den bereits benutzten
Flächlandstationen (Basel, Schaffhausen).
Von diesen fallen jedoch gegen 70 % ins Sommerhalbjahr
uhd demonstrieren den bekannten Einfluss
der Strählungsbilanz auf die Sonnenscheinunterschiede
von Flachland und Alpen.
5: REGIONALE VERTEILUNG MIT HILFE VON SONNEN­
SCHEINWERTEN
23
\9
38
\P3
Da aus Zeitknappheit für diesen Teil der
Untersuchung nur 20 Fälle ausgewertet werden konnten,
dürfen die folgenden Darstellungen noch nicht
als statistisch gesichert angesehen werden.
5.1. Warmsektorlägen
Figur 5. Bodenisobären 25.1.1976
12z
Gesamthaft: Die Aufhellungszone beschränkt
sich in diesen Fällen selten auf Graubünden allein,
sondern erstreckt sich bis 20-100 km nördlich
des nördlichen Alpenkammes. Eine Unterteilung
dieser Lage anhand der 700 mbar-Windrichtung ergab
folgendes Resultat.
An diesem Tag erstreckten sich Höhe Sonnenscheinwerte
(über 4 Std.) vom Alpengebiet bis weit
ins Mittelland, ein rascher Abfall erfolgte erst
gegen die Nordgrehze, und; in Deutschland und Nordostfrankreich
war es vorwiegend bedeckt mit et.was
Schneefäll.. Die subsidente Kaltluft war an den
— — Mittlere Grenze zwischen Bewölkungs- und
Aufhellüngsgebieteh.
—.—Durchschnittliche Abweichung von dieser
Grenzlinie.

-26-
7
Figur Figur 8.
Wind aus West:
West-Ost
Verlagerung:
(Fig. 6) Bie Bewölkuhgsgrenze befindet sich
meist auf einer Linie nördlich von Bern über
Zürich bis zum Säntis oder Bodensee. Dies ist erklärlich
aus den verstärkten, orographisch bedingten
Divergenzeffekten in den bodennahen
Schichten.
(Fig. 8) Auffällend oft bedeckte Regionen
sind der Jurasüdfuss (Genfersee bis Bielersee);
das Berner Oberland und oft auch das Wallis, besonders
das Öberwallis. Resultieren dürfte dies
aus der orographischen Abgeschlossenheit dieser
Gebiete. Zu den Aüfhellungsgebieten zählen neben
Graubünden das Gebiet von Sargans bis St.Gaiien
und etwas weniger häufig die Regionen um Bern,
Luzern und Zürich.
Figur 7.
Wind aus Nordwest:
(Fig. 7.) Die Bewölkungsgrenze liegt näher am
Aipenkamm, meist südlich von Bern über Luzem und
Giarus, bis Sargans. Mögliche Gründe: geringere
orographische Divergenzeffekte, zum Teil sogar
Nordstau an den ersten Voralpenketten.
5-. 2. Kaltluftlagen
Gesamthaft fällt auf, dass die Grenze zwischen
Bewölkungs- und Aufhellungsgebieten viel
mehr Schwankungen unterworfen ist. Um wieder in
zwei Kategorien unterteilen zu können, genügt
diesmal nicht einfach die 700 mbar-Windrichtung,
sondern die Bewegung der gesamten Kaltluftmasse
bzw. des Höhentroges gab den Ausschlag.
Figur 9.
Nordwest-Südost
Verlagerung:
(Fig.. 9) Zwei Gebiete, die deutlich besseres
Wetter aufweisen, sind der Jurasüdfüss und das
Wallis, besonders das Oberwallis. Sie sind wohl
begünstigt von einer Leewirkung hinter dem Jura
bzw. den Berner Alpen. Schlechter weg kommt das
Gebiet von Sargans bis St.Gaiien und der Alpennordhang
von Vaduz bis zum Brünig. Hier dürfte
ein Nordstaueffekt vorliegen,
REFERENZEN
Courvoisier, H.W., 1978:
Katalog objektiv-statistischer Wetterprognosen
für die Aipennordseite, das Wallis
sowie Nord- und Mittelbühden. Veröffentl.
der Met. Zentralanstalt (MZA) , Nr. 39

-27-
551 .515,1(451/3)
ZUR INTENSITÄT DER LEE-ZYKLOGENESE ÜBER
OBERITALIEN
Manfred Kurz
Deutscher Wetterdienst - Vetterdienstschule
Neüstadt/Wstr..Bundesrepublik Deutschland
Abstract By means of two examples and
with the aid öf vorticity- änd omegaequation
the different Intensity öf the
lee-cyclogenesis over Northern Italy
is discussed.
Zusammenfa ssung Anhand zweier Beispiele
und mit Hilfe von Vorticity- und Omega-
Gleichung wird die unterschiediiche Intensität
der Lee-Zyklogenese über Oberitalien
diskutiert.
1. EINLEITUNG
Beim Überströmen der Alpen von Nordwest
nach Südost kann im Lee des Gebirgszuges
, also über Oberitälien, mit
einem zyklogenetischeh Effekt gerechnet
werden. Die synoptische Praxis zeigt
allerdings, daß die Intensität der Lee-
Zyklogenese sehr unterschiedlich sein
kann - trotz scheinbar gleicher Ausgangslage
was den Überströmvorgang bet
r i f f t . Oie unterschiedliche Intensität
der Entwicklung wird nachfolgend anhand
zweier Wetterlagen demonstriert. Anschließend
soll mit Hilfe von Vorti cityund
Omega-Gleichung versucht werden,
mögliche physikalische Ursachen dafür
aufzuzeigen.
2. SYNOPTISCHE BEISPIELE
In den Abb. 1 und 2 sind zwei Wetterlagen
mit einer großräumigen ÜberStrömung
der Alpen von Nordwest nach Südost
dargestellt. Bei der Wetterläge vom
3. /4.1.1976 (Abb. 1) beschränkt sich der
zyklogenetische Effekt im Lee des Gebirges
auf die Entstehung eines markanten
warmen Troges in der unteren Troposphäre
(850 mbar), während in größerer Höhe
(500 mbar) die Strömung weitestgehend
geglättet über das Hindernis hinwegführt.
Vom langsamen Rechtdrehen der
Grundströmung abgesehen, bleibt das
Stromfeld im Alpenbereich über 24 Stunden
hinweg nahezu stationär. In 500
mbar wandert in diesem Zeitraum ein
schwach ausgeprägter Trog mit einem Vorticity-Maximum
von Nordwestdeütsehlahd
an den Ostalpen vorbei zum Balkan.
Am 3.4.1973 (Abb. 2) ist die Ausgangstage
zumindest in 830 mbar nahezu
die gleiche. Allerdings entwickelt sich
an diesem Tag aus dem Leetrog innerhalb
von nur 12 Stunden ein umfangreiches Tief
über Italien und dem zentralen Mittelmeer.
Die Lee-Zyklogenese erfaßt dabei
auch höhere Atmosphärenschichten - deutlich
sichtbar an der kräftigen Intensivierung
des von Mittelfrankreich über die
Westalpen, schwenkenden Höhehtrogs in 500
mbar, dessen Vorticity sich nahezu verdoppelt.
Es entsteht schließlich eine
bis ins 300 mbar-Niveau reichende, intensive
Zyklone, die für mehrere Tage das
Wetter im Mittelmeerraum bestimmt.
3. DISKUSSION
3- 1 Interpretation der Vorticitygleichung
Die Frage nach den möglichen Ursachen
für die unterschiedliche Intensität beider
Entwicklungen läßt sich zurückführen
auf die generelle Frage, welche Faktoren
die Produktion zyklonaler Vorticity im
Lee eines Gebirgszuges beeinflussen.
Ausgangspunkt der Betrachtung ist die
Vörticity-Gleichung für eine reibungsfreie
Strömung. Sie besitzt im p-System
die Form
g= - wp - ^ + K - ( g* ^ ) (1)
Dabei ist T) = ^ + f die absolute Vorticity,
^ die relative Vorticity, f der Coriolisparameter,
^ der horizontale Windvektor
und p der Druck, während ü) definiert
ist durch
^"d^-st' + ^'^p' (2)
mit der Schwerebeschleunigung g, der
Dichte p und der Vertikalgeschwindigkeit
w. Man kann zeigen, daß im "Large scale"
bei Anwesenheit großräumiger Vertikalbewegungen
der Term -gpw den größten Beitrag
für u) liefert und somit in erster
Näherung
ü) = - g p w ( 3 )
geschrieben werden kann. Bei Hebung
(w >0) wird 0) negativ, bei Absinken
(w< 0) positiv.
Die Vortieitygieichüng (1) verbindet
die individuelle Vorticityänderühg der
Partikel mit zwei Produktipnstermen, die
als Divergenz- bzw. Drehterm bezeichnet
werden. Was die Wirbeländerungen beim

-28-
K
53 28
5AA.
23 P
+ 15
568
20
3
25
36
^10
144
60 52
850 ba
3? 36 128
76
T
576
500 mbar 3.1.76 , 12z^
560 552 5A ^ l r ^ 520
3. X + '
T
568
20
850
bar
76
576
500 mbar
76
568 )2z
Abb. 1 Wetterlage vom 3./4.1.1976. Links SßO mbar-Topographie mit Isohypsen (ausgezogen,
ih gpdam) und Isothermen (strichliert, in c); rechts 500 mbar-Topographie
mit Isohypsen und absoluter geoströphischer Vorticity (strichliert, ih 10*5 ,s**1 ).
Überströmeri eines Gebirges betrifft,
dürfte der Einfluß des Drehterms allerdings
im allgemeinen gering sein, da bei
einem etwa kammsenkrechten Überströmen
mit vertikaler Windzunahme, aber ohne
größere Winddrehung die Vektoren ÖV/8p
und VpuJ etwa entgegengerichtet verlaufen
und das Kreuzprodukt verschwindet.
Unter Berücksichtigung dieses Sachverhalts
und Verwendung der Kontinuitätsbeziehung
vereinfacht sich (1) zu
djL
dt
(4)
Die Vorticityproduktion im Gebirgsberelich
resultiert somit überwiegend aus
der Wirkung des durch Öü)/dp beschriebenen
vertikalen Schrumpfens und Streckens
bzw. der damit verbundenen ispbaren Divergenz
. Da die von der Orographie erzwungenen
Vertikalbewegungen wegen der
statischen Stabilität der Atmesphäre mit
der Höhe abklingen, ist die Hebung über
der Luvflanke mit Vertikälkonvergenz
( 3üi/6p 0) und Isobarer Konvergenz
verbunden, was zu einer Vorticityzuhähme
der Partikel Anlaß gibt.
Bei dieser Interpretation wurde vorausgesetzt,
daß T] von Null verschieden
und positiv ist, was wegen der dynamischen
Stabilität der großräumigen Stromfelder
nahezu immer der Fall ist. Allerdings
erkennt man sofort, daß bei gleich
starker Isobarer Divergenz die Vprticityänderung
umso größer sein wird, umso
größer die absolute Vorticity der das
Gebirge überquerenden Partikel ist. Partikel
mit zyklonaler relativer Vorticity
erfahren deshalb wesentlich stärkere
Vorticityänderungeh durch ispbare Vergenzen
als Partikel mit äntizyklpnaler
relativer Verticity. Erreicht das negative
^ betragsmäßig den Wert von f, so
erlischt mit *!) = 0 der Divergenzeffekt
vollständig.

-29-
35 28
3t
536 528 520/
20 1
544
30
2^
25
*5
55
0-
15?
52
-8\
K
a4
850
bar
00
44
36 T )28

-30-
Herrscht dagegen eine großräumige Hebung
über dem Gebirge, so wird die Vertikalkonvergenz
über der Luvflanke verringert,
die Vertikaldivergenz über dem
Leegebiet dagegen verstärkt. Es wäre
dann ein nur schwacher antizyklogenetischer
Effekt im Luv, dagegen ein besonders
starker zyklogenetischer Effekt im
Lee zu erwarten. Die Partikel erfahren
in diesem Fall über der Luvflanke nur
eine geringe Abschwächung, über der Leeflanke
dagegen eine erhebliche Vergrößerung
ihrer Vorticity. Handelt es sich
dabei um Partikel, die ohnehin eine relativ
große Vorticity mitbringen, ist
die Vorticityzunahme über dem Leegebiet
besonders groß. Das wäre dann der Fall
einer intensiven Lee-Zyklogenese.
Unter welchen Bedingungen ist nun mit
großräumiger Rebung über dem Gebirge zu
rechnen? Auskunft darüber gibt die Omega-Gleichung,
die die horizontale und
vertikale Verkeilung von o) uhd damit
entsprechend (3) von w beschreibt. Berücksichtigt
man nur die wichtigsten
Antriebsfunktionen, so lautet sie
2(0-u ) + f2 ^ = -f^-(-V-%T) )
6p
^V(-V.V,T)
2
V H (5)
Hierin bedeuten die Gaskonstante für
trockene Luft, T^ die Virtuelltemperatur
und Cp die spezifische Wärme bei konstantem
Druck. Mit H wird die diabatische
Wärmezufuhr pro Zeit- und Masseneinheit
repräsentiert. Der Stabilitätsparameter
0* ist definiert durch
0* =
R T
d v
ome
6p
mit der potentiellen Temperatur e. Bei
stabiler Schichtung, die großräumig vorausgesetzt
wird, ist0* mit Ölne/6p < 0
positiv.
Betrachtet man das Niveau mit den
- vertikal verglichen - stärksten Vertikalbewegungen
und unterstellt eine annähernd
sinusförmige Verteilung von u)
in der Horizontalen, so wird die linke
Seite der Gleichung proportional -u)
bzw. +w. Vertikalbewegungeh werden durch
die drei Antriebsfunktionen rechts ausgelöst,
die den Einfluß der Vorticityadvektion,
der Temperaturadvektion und
der diabatischen Wärmeanderungen beinhalten.
Benutzt man die erzwungene Vertikalbewegung
am Gebirgshang als untere
Randbedingung, den Wert M = 0 für p = 0
mbar als obere Randbedingung, so ergibt
sich mit der jeweiligen Größe und Verteilung
von 0* außerdem die oben beschriebene
vertikale Dämpfung der orographisch
induzierten Vertikalbewegungen.
(6)
Nach der Omega-Gleichung ist großräumig
Hebung zu erwarten bei
a) positiver Vorticityadvektion, die
mit der Höhe zunimmt,
b) im Bereich der relativ stärksten
Warmluftadvektion sowie
c) im Bereich der relativ stärksten
diabatischen Wärmezufuhr.
Entsprechend der vorher angestellten
Betrachtung wären das gleichzeitig günstige
Bedingungen für eine intensive
Lee-Zyklogenese. Dabei dürfte der Fall
mit positiver Vorticityadvektion besondere
Bedeutung haben, da dann ja innerhalb
der Strömung Partikel mit großer
Vorticity herangeführt werden.
Betrachtet man daraufhin noch einmal
die beiden Wetterlagen, so stellt man
bei der Aprillage 1973 fest, daß in
500 mbar vor dem Vorticitymaximum über
Frankreich kräftige positive Vorticityadvektion
herrscht, die bereits auf die
Westalpen übergegriffen hat und im weiteren
Verlauf bald das Leegebiet erfaßt.
Bei der Januar-Lage 1976 ist die
Vorticityadvektion über dem Alpenbereich
dagegen außerordentlich schwach.
Das läßt darauf schließen, daß sich bei
der intensiven Lee-Zyklogenese am
3.4.1973 tatsächlich die Kombination
von großräumiger Hebung in der Höhe uhd
intensivem Absinken über der Leeflanke
ergab, wodurch das vertikale Strecken
und horizontale Konvergieren der das
Leegebiet erreichenden Partikel maximiert
wurde. Bei der großen absoluten
Vorticity, die diese Partikel mitbrachten,
resultierte daraus eine besonders
große Vorticityzunahme.

551.501.5:551 ,515,8(234.3)
ZEIT-HOHENSCHNITTE EINES
FRONTENSYSTEMS ÜBER DEN ALPEN
Gerd Ragette
Zentralanstalt für Meteorologie und Geodynamik
Wien, Österreich
Abstract Time-height sections of potential
wet-bulb temperature, relative humidity
and wind have been construeted to
reveal the mesostrueture of a frontal System
which crossed the East Alps. The
sign of the verticai mötions is deduced
in the verticai, and the regions of condensation
and Sublimation are outlined.
Zusämmenfassung An Hand von Zeit-Höhen-
Schnitten der potentiellen Feuchttemperatur,
der relativen Feuchtigkeit und des
Windes wird die Mesostruktur eines Frontensystems,
das die Ostalpen überquerte,
studiert. Aus der Drehung des Windes mit
der Höhe wird das Vorzeichen der vertikalen
Luftströmungen abgeleitet, sodaß
sich zusammen mit der relativen Feuchtigkeit
die Zentren der Niederschlagsbildung
abgrenzen lassen.
1. EINLEITUNG
Ein klelhräumiges Sturmtief überquerte
am 20. Oktober 1974 von Frankreich
kommend Mitteleuropa (Ragette
(1976)). Das Zentrum der Zyklone, das sich
mit einer Geschwindigkeit von rund 66 km/h
in Richtung Ost-Nord-Ost verlagerte, blieb
nördlich der Alpen. Die Frönten, die vom
Zentrum des Wirbels südwärts bis in die
Alpen reichten, sind der Gegenstand die-r
ser Studie.
2. DATEN UND ANALYSEMETHODEN
Als qualitativ wesentlichste Datenquelle
dienten die synoptischen Stationen
Westösterreichs und Süddeutschlands
mit ihren Wettertelegrammen und Registrierstreifen.
Neben diesen gibt es noch
eine große Anzahl von Klimastationen, die
ebenfalls mit Registriergeräten ausgerüstet
sind und dreimal täglich Klimabeobachtungen
durchführen. Sie stellten in
quantitativer Hinsicht das hauptsächliche
Datenmaterial zur Verfügung. Schließlich
wurden noch Sondierungen von Stuttgart,
München und Wien herangezogen. Oberhalb
der Gipfelhöhe des Sonnblicks
(3106 m) bieten die Aufstiege das einzige
verfügbare Material.
Zur Luftmassenanalyse wurde die potentielle
Feuchttemperatür verwendet. Sie
ist gegen Verdunstung sowie trocken- und
feuchtadiabatisehe Zustandsänderungen
invariant, nicht jedoch gegen diabatische
Einflüsse, Sublimation, Gefrieren und
Schmelzen. Zu ihrer Berechnung benötigt
man neben der Temperatur und der relativen
Feuchtigkeit auch den Luftdruck. Da
STUTTGART
MÜNCHEN
WIEN-
6)
f-3-f
A
\^ oo 43
A
A
50

-32-
MEZ 22 20 !8 !6 14 12 10 8 6 4 2 24
i — i L I i J 1 I
/2*
km
80
70
70
60
50
7*
70
72
40
70
(3 72
30
8*
20
70
5*C 8*
70
Q3
^3
10
i 1 ! 1 I I ! I
05
MEZ 22 20 18 16 14 12 10 8 2 24'
Figur 2. Zeit-Höhenschnitt der potentiellen
Feuchttemperatur
dieser in der Regel nur an synoptischen
Stationen gemessen wird, muß er an den
übrigen durch Interpolation bestimmt
werden (Fig. 1).
Die relative Feuchte wurde an den
Bodenstationen durch Anaiyse von HygrothermographenaufZeichnungen
gewonnen.
Die Registrierungen von Haarhygrometern
sind bekanntlich nicht sehr genau. Insbesondere
ist bei negativen Temperaturen
nicht ganz klar, ob sich der Wert auf
Wasser- oder Eissättigung bezieht
(Sonntag (1968)). Es wurde generell angenommen,
daß sich die relative Feuchte
auf Wasser bezieht.
Die Radiosonden melden den Taupunkt.
Gemäß internationaler Übereinkunft bezieht
sich dieser immer auf Sättigung
bezüglich Wasser. Die relative Feuchte
wurde aus dem Taupunkt und der Temperatur
nach der Dampfdruckformel von
Goff-Gratch (Smithsonian Meteorological
Tables (1968)) berechnet.
Windmessungen werden an Bodenstationen
wesentlich seltener vorgenommen als
AufZeichnungen von Hygrothermographen
oder Barographen (siehe Fig. 1). In Österreich
sind im allgemeinen nur auf Flugplätzen
und einigen anderen wichtigen
Stationen registrierende Windmeßgeräte
aufgestellt. In der freien Atmosphäre
hingegen weist die Windmessung wegen der
Pilotballonaufstiege um 06z und 18z eine
bessere Datendichte auf als die Temperatur-
und Feuchtemessung, die nur um 00z
und 12z durchgeführt wird.
Der horizontale Wind wurde nach Geschwindigkeit
und Richtung ausgewertet.
Hier interessiert uns nur die Windrichtung,
da die Winddrehung mit der Höhe
Aufschluß über die vorherrschenden vertikalen
Luftströmungen gibt. Rechtsdrehen
des Windes (d.h. im Uhrzeigersinn)
deutet bekanntlich auf Warmluftadvektion,
die im allgemeinen mit Aufgleiten verbunden
ist. Linksdrehen (gegen den Uhrzeigersinn)
auf Ealtluftadvektion und Absin-

-33-
MEZ 22 20 )8 16 14 12 10 8 6 4 2 24
L
km
km
80
50 80
70
60
70
20
60 JO
40
50 70
50 /
60
60
30 90 ^1
700
70
50
80 60 70
90
;oo 39
40
60
50
4 0
60 50
70 60
60 90
3 0 90
700 30
700SS
700 Y
90^60
—90 700^ 90 700%-.
20 700 Y-
20
90
90 80
60^
700 80 90
^90^
10- (7( S-90 90^
60
60 50
10
90 ^700^
38 CO
MEZ 22 20 18 16 14 12 10 8 6 4 2 24^
Figur 3. Zeit-Höhenschnitt der relativen Feuchtigkeit
ken. Eine detaillierte Diskussion dieses
Sachverhaltes ist vom Autor durchgeführt
worden (Ragette (1973)).
3. ERGEBNISSE
Zur Konstruktion des Zeit-Höhenschnittes
der potentiellen Feuchttemperatur
(Fig. 2) wurden Hygrothermographenregistrierungen
von 23 Bodenstationen sowie
7 Sondierungen der 3 Radiosondenstationen
verarbeitet.
Im rechten unteren Teil von Fig. 2
verlaufen die Isothermen vom Boden (500 m)
schräg nach rechts oben. Diese Zone markiert
die Warmfront. Der Warmsektor
schließt sich nach links an. Der Verlauf
der Kaltfront hingegen ist nicht so ohne
weiteres ersichtlich. Die Isochronenanalyse
von WindSprung ünd Drucknase ergab
eine im wesentlichen vertikale Linie,, die
bei ca. 9 Uhr anzusetzen ist. Wir erkennen,
daß um diese Zeit zwischen 3,5 und
4 km Höhe Kaltluft in Form einer keilförmigen
Ausbuchtung vorgedrungen ist,
Während am Boden noch keine Abkühlung
eintritt. Dies führt uns zu dem Schluß,
daß es sich um in der Höhe vorauseilende
Kaltluft handelt. Der um 9 Uhr registrierte
Störungsdurchzug ist daher eher als
Passage einer Böenfront und nicht als
Kaitfrontdurchgang zu werten. Insbesondere
ist klar, daß die Schichtung der
Atmosphäre zwischen 7 und 12 Uhr labil
war. In der Tat wurden während dieses
Zeitraumes in Feidkirch, Bregenz und
Kempten Gewitter beobachtet.
Das Feuchtefeld ist in Fig. 3 dargestellt.
Die Atmosphäre war in den unteren
3,5 Kilometern ziemlich feucht.
Lediglich zwischen 10 und 17 Uhr sank
die relative Feuchte in den untersten
Schichten auf 50 %. Oberhalb 3,5 km sind
3 Regionen zu unterscheiden: hbchreichende
Sättigung im Bereich der Warmfront
(die 70 % bei 7,5 km Höhe bedeuten bei

-34-
MEZ 22 20 18 16 14 12 10 8
24^
I L. J L J 1 i
km
km
80 227
80
2/
2J
24 30
25
29 ^
70 27
28 70
2425 26
26
60 25
60
27 24
50 28 25
29 24
40
26 2J
40
22
2?
27
so­
26
25
so
24
03J
2 0-
27 20
J/
78
10 29
29^30 29 28 2726 25 24
^28^
9
72
10
05
MEZ 22 20 18 16 14 12 10 4 2
05
24
50
Figur 4. Zeit-Höhenschnitt der Windrichtung in Zehnergraden
einer Temperatur von fast -4,0 Grad bereits
Eissättigung); trockene Luft, die
um 12 Uhr bis 3,5 km abgesunken ist,
schließt sich an; sie wird wieder von
feuchter Luft, die allerdings nicht mehr
ganz so hoch reicht, abgelöst.
Die Wlnddrehung mit der Höhe, die
sich aüs Fig. 4 abiesen läßt, zeigt vom
Boden weg Aufgleiten im Warmfrohtberelch.
Die Niederschlagsproduktion weist - zumindest
in qualitativer Hinsicht - ein
Zentrum bei 2 km auf, der Hauptniederschlag
dürfte aber zwischen 5 und 5,5 km
erzeugt worden sein (100 % Feuchte). Um
ca. 6 Uhr hört die großräumige Niederschlagsproduktion
in den Schichten oberhalb
3 km auf. Die höhe Luftfeuchtigkeit
zwischen 15 und 18 Uhr war in diesen Höhen
genereil mit Absinkbewegungen verbunden.
Es handelte sich offenbar um Bewölkung,
die in allmählicher Auflösung
begriffen war. Die -Niederschlagsbildung
ist zwischen 9 und 16 Uhr im wesentiichen
auf die Schichten zwischen 2 und 3 km beschränkt,
nach 16 Uhr sinkt die niederschlagsproduzierende
Schicht hoch um 1 km
tiefer.
4. REFERENZEN
Ragette G.: Der erste schwere Herbststurm
des Jahres 1974 in Deutschland
Met.Rdsch. 29, 19 - 28 (1976)
Ragette G.: Methoden zur Bestimmung von
Vertikalbewegungen
Wetter und Leben, Jg. 30, Heft 1,
10 - 23 (1978)
Smithsonian Meteorological Tables
Smithsonian Int. Press, Washington
(1968)
Sonntag D.: Hygrometrie
Akademie-Verlag, Berlin (1968)

-35-
551.509.21(234.3)
SYNOPTISCHE ERFAHRUNGEN MIT EINER ALPENWETTERKARTE
Reinhold Stelhacker
Institut für Meteorologie und Geophysik
der Universirät Innsbruck,
Innsbruck. Österreich
Abstract The comparatively dense network
of synoptic stations in the alpine region
allowes a detailed synoptic analysis on
the map-scale 1:1 000 000. In this way
regional and even local orographie influences
can be documented. Special
features of Alpine weather map analyses
are shown for some cases and possible
improvements in short-range regional
weather forecasts are indicated.
Zus ammen fas süng Durch die relativ große
Stationsdichte im Alpenraum ist es möglich,,
eine Feinanalyse im Maßstab 1:1 000 000
durchzuführen, damit können regionale ünd
sogar lokale Gebirgseinflüsse erfaßt werden.
Anhand einiger Beispiele werden Besonderheiten
der Analysen auf der Alpenwetterkarte
und die dadurch mögliche Verbesserung
der kurzfristigen Prognosen auf
kleinem Raum aufgezeigt.
Wohl jeder in der synoptischen Praxis
stehende Meteorologe teilt die Auffassung,
daß so manche Fehlprognose auf lokale und
regionale Eigenheiten des Wetterablaufes
zurückzuführen ist. Gelegentlich ist sogar
der Zusammenhang zwischen einem großräumigen
synoptischen Bild und dem aktuellen Wetter
schwer verständlich. Gerade im Gebirge erfahren
nämlich sonst recht regelmäßig ausgebildete
Stromfelder eine starke Deformation
und Fronten werden so stark modifiziert,
daß man nicht umhin kann, eine
größere zeitliche und räumliche Auflösung
als im Flachland zu fordern. So wird seit
jeher im Aipenraum ein besonderes Augenmerk
der Analyse von Regionalkarten gewidmet.
Die mittels Faksimile verbreiteten
Regionalkarten ( Gebiet A ) des Deutschen
Wetterdienstes ( DWD ) bieten dem Synoptiker
eine willkommene Möglichkeit,
Wetterabläufe alle 3 Stunden, in wesentlich
größerer Auflösung als auf der Europa-
Atlantik-Karte zu verfolgen. Trotzdem
werden auch dabei noch eine Reihe von
Informationen "unterschlagen". Die Tabelle 1
macht dies deutlich. Von den angeführten
Wetterkarten ist angegeben, wieviele der
ca. 70 österreichischen SYNOP-Stationen
eingetragen sind, weiters das Maßstabsverhältnis,
sowie die ungefähre Größe der
Eintragungen ( angenähert als Quadrat )
und der daraus resultierende minimale Abstand
zweier Stationen. Der Maßstab einer
Arbeitskarte, auf der 70 Stationen zu je
2x2cm Fläche gleichmäßig über die Fläche
von Österreich verteilt, noch aufzulösen
sind, müßte etwa 1:1 500 00Ö betragen. Da
jedoch die Stationen in Wirklichkeit nicht
gleichmäßig verteilt sind, außerdem ein
gewisser Abstand zwischen benachbarten
Stationseintragungen herrschen sollte
und schließlich die Topographie so gut
wiedergegeben sein sollte, daß die Haüpttäler
deutlich erkennbar sind, empfiehlt
sich der Maßstab 1:1 000 000. Auf einem
DIN A1 Blatt findet bei diesem Maßstab
der Ausschnitt 44 bis 49 Grad Nord und
6 bis 17 Grad Ost, mit 11 Grad 30 Minuten
Ost als Ordinate, Platz.
Seit Beginn dieses Jahres werden am
Institut für Meteorologie und Geophysik
in Innsbruck regelmäßig jeden Freitag, bei
besonders interessanten Wetterlagen nachträglich
auch an anderen Wochentagen,
Alpenwetterkarten erstellt. Aufgrund der
beschränkten Möglichkeiten in personeller
und zeitlicher Hinsicht ist eine tägliche
Ausfertigung leider nicht möglich4
Zu den SYNOP-Hauptterminen 06, 12 und 18
Uhr GMT melden auf dem oben erwähnten
Ausschnitt etwa 200 Stationen. Dazu muß

-36-
Tabelle 1 : Vergleich verschiedener Wetterkarten
Wetterkarte Anzahl der österr.
Maßstab
Stationen
Größe der
Stati ons eintragüng
Mindestabstand
zweier Stationen
Europa-Atlantik [2]
Gebiet B (DWD)
1
1:15 000 000
(2cm)2
300 km
Regional
Gebiet A (DWD)
7
1: 5 000 000
(2cm)'
100 km
Europa-Atlantik
(Berlin)
[il
2
1:50 000 000
(0,5cm)'
250 km
Regional
(Berlin)
fll
15
1: 7 500 000
(0,7cm)'
50 km
Europa-Atlantik
(Wien)
8
1:10 000 000
(1cm)'
100 km
Österr ei ch*) f3l
(Wien) *"*
ca. 70
1: 3 000 000
(0,8cm)'
25 km
Alpenwetterkarte
ca. 70
1: 1 000 000
(2cm)'
20 km
*) ohne Analyse
allerdings gesagt werden, daß bei den be-.
sonders dichten Netzen Österreichs oder
der Schweiz ein Großteil der Meldungen
verstümmelt ist (z.B. ohne Luftdruckangabe),
sodaß nur etwa 100 vollständige Meldungen
vorhanden sind. Aber gerade die recht
dichten Temperatür-, Wind-, Bewölkungsund
Wetterangaben stellen eine wertvolle
Hilfe bei der Analyse im regionalen Bereich
dar.
Bereits nach einem halben Jahr "Erfahrung"
mit der Alpenwetterkarte ergeben sich
einige interessante Aspekte; Im Gegensatz
zu den großräumigen Wetterkarten, wo nur
vereinzelt Gebirgsstationen eingetragen
sind, ist man hier gezwungen, sich mit
kleinräumigen Effekten, wie z.B. dem
Unterschied zwischen Tal-. Hang-, oder
GipfelStationen auseinanderzusetzen.
Während man bei Vorhandensein nur einer
einzelnen ihnerälpinen Station eher geneigt
ist, deren Angaben unberücksichtigt zu
lassen, kann bei der Alpenwetterkarte
durch die Fülle von Informationen in vielen
Fällen ein Eigenleben der alpinen Atmosphäre
festgestellt werden. Als Beispiel
sei hier die Ausbildung von nächtlichen
und winterlichen alpinen Antizyklonen,
oder nachmittäglichen und sommerlichen
Zyklonen erwähnt, welche bei Auszeichnung
der Isobaren von 1 zu 1mb überaus deutlich
hervortreten. Mittels einfacher Abschätzungen
kann gezeigt werden, daß nur ein geringer
Teil der Druckdifferenz gegenüber
den Alpenvorlandstationen auf die Reduktion
zurückzuführen ist. Die Talätmösphäre
ist also insgesamt anders temperiert
als die freie Atmosphäre außerhalb der
Alpen. Man kann daher durchaus von eigenen
kleinen Luftmassen sprechen [6]. Diese
Unterschiede führen wiederum zu den ausgeprägten
tagesperiodischen Wihdsystemen.
Bei flacher großräumiger Druckverteiiung
sind diese Systeme im Alpenraum dominierend,
aber auch bei stärkeren großräumigen
Gradienten können diese eigenständigen
Zirkulationen dazu führen, daß z.B. Frontdurchgänge
bevorzugt zu bestimmten Tageszeiten
stattfinden.
Von besonderem Interesse sind natürlich
Strömungen quer zu den Alpen, Stau Und
Föhn gehören zu den wohl markantesten
Erscheinungen, die nach wie vor große
prognostische Schwierigkeiten bereiten,
Infolge der großen Auflösung der Alpenwetterkarte
zeigt sich häufig eine erstaunliche
Kleinräumigkeit dieser Phänomene.
Es gibt sogar Fälle, wo über den
Ostalpen durch Südföhn ein starker Druckgradient
in nördliche Richtung weist,
während sich in der Schweiz, nördlich der
Westalpen bereits ein Kell hohen Druckes
infolge Nordstaus befindet ( Abb.1 ).
Jedoch nicht nur meridionale, sondern
auch West- oder Ostströmungen führen zu
ausgeprägten Stau- und Föhnwirkungen, an-

-37-
gedeutet durch eine starke Isobarendrängung.
Ein entscheidender Vorteil der großen Auflösung
ergibt sich bei der Frontenanalyse.
Die sonst auf großräumigen Analysen meist
recht glatt gezeichneten Fronten erfahren
auf der Alpenwetterkarte starke Deformationen.
So kommen z.B. Kaltfronten aus West
bis Nordwest im nördlichen Alpenvorland
oft recht rasch nach Osten voran, die
neue Luftmasse gelangt jedoch erst mit
großer Verzögerung in die Alpentäler. Im
Inntal ist diese Verzögerung wohlbekannt.
Als Beispiel sei hier die Wetterlage vom
11.2.1978 erwähnt ( Abb.1 ). Während die
Kaltfront Garmisch, direkt am Alpennordrand
und Luftlinie etwa 35 km von Innsbruck
entfernt gelegen, bereits vor 06 Uhr GMT
erreichte, drang die Kaltluft auf dem Umweg
über das Unterinntal erst nach 15 Uhr
GMT bis nach Innsbruck vor. Solche am
Alpennordrand schleifende Fronten geben
dem Synoptiker so manches Problem bei der
Erstellung seiner Prognose auf. Es wäre
daher wünschenswert, durch intensives
Studium vieler solcher Fälle vielleicht
doch eine bestimmte Regelmäßigkeit feststellen
zu können. Aber auch Warmfronten
werden im Alpengebiet stark modifiziert:.
Bei Annäherung einer Warmfront aus Südwest
verbleibt südlich des Alpenhauptkammes
meist ein sehr zäher Keil alter Kaltluft;,
welcher dann wie die Aufgleitfläche einer
stationären Front wirkt uhd dadurch zu
Schwierigkeiten bei der Frontenanalyse
führt. Ähnliche Effekte kommen aber auch
nördlich des Alpenhauptkammes vor. Hier
kommt man mit der herkömmlicheh Analyse
der Polarfront nicht mehr aus, man muß
vielmehr Abgrenzungen der in Bodennähe
verbleibenden Luftmassen zusätzlich einzeichnen.
Außerdem können Fronten nicht
mehr überall nach ihrer Lage im Isobarenfeld
charakterisiert werden. Aufgrund der
starken ageostrophischen Windkomponenten
kann es durchaus vorkommen,, daß z.B. eine
nach dem geostrophischen Wind zu analysierende
Warmfront durch die kontrageostrophische
Verlagerung als Kaltfront eingezeichnet
werden muß.
Eng mit den Alpen verbunden ist auch die
Zyklogenese im Genüaraum. Auf der Alpenwetterkarte
ist gerade noch der nördlichste
Teil des Ligurisehen Meeres vorhanden.
Bei großräumiger Nordwestströmung fällt
dabei auf, daß sich das eigentliche Leetief
der Alpen noch in der Poebene, im
Raum Turin-Mailand befindet, während das
Tief im Golf von Genua deutlich davon abgegrenzt
ist. Der Bogen Seealpen-Apennin
spielt hier sicher eine gewisse Rolle.
Schließlich soll auch auf eine nicht zu
unterschätzende Möglichkeit hingewiesen
werden, Höhenkarten mit Hilfe von Bergstationen
zu modifizieren. Auf dem Ausschnitt
der Alpenwetterkarte sind etwa
24 Stationen, die die Höhe der 850mb-
Fläche und immerhin hoch 5 Stationen,
die die Höhe der 700mb-Fläche angeben.
Mit den 7 Radiosonden in dem Gebiet ist
die Stationsdichte relativ groß. Natürlich
wird bezüglich der Temperaturangaben und
der darauf basierenden Druckreduktion,
sowie der Windmessungen kritisches Behandeln
der Daten notwendig sein. Hier wäre
es sehr wünschenswert, eine
Radiosonde für Vergleichszwecke zu haben.
Um eine Interpretation der mannigfachen
Phänomene auf der Alpenwetterkarte zu
ermöglichen, wäre eine gute Ortskenntnis
der synoptischen Stationen unbedingt
hotwendig. Ein Teil dieses wohl kaum
vermeidbaren Mangels kann aiierdings
durch das Studium von klimatologi sehen
Verhältnissen [^4,5] , die sich bis zu
einem gewissen Grad immer wieder im synoptischen
Bild äußern, ausgeglichen Werden.
Es sollte hier nur ein Abriß der Möglichkeiten
gezeigt werden, welche die Heranziehung
von sonst teils brach liegenden
synoptischen Meldungen erlaubt. Im Gegensatz
zu detaillierten Fallstudien, welche
meist aufgrund markanter oder seltener
Ereignisse erarbeitet werden, gewinnt
man erst bei regelmäßiger Analyse von
auch scheinbar wenig interessanten Wetterlagen
die Vertrautheit mit den Eigenheiten
der alpinen Synoptik* So soll die
Alpenwetterkarte als Beitrag zur Verbesserung
der Regional- und Lokalprognoson
aufgefaßt werden. Ein Fortschritt
in dieser Richtung wird schließlich nur
dadurch möglich sein, wenn synoptische
Analyser. tn kleineren Scales auch täg-

ALPEMWETTEHKARTE
3 3
1
7^
) tooo ooo
IT
-38-
Abb. 1 : Alpenwetterkarte vom 11.2.1978 12 Uhr GMT ( hier auf ca. 1:5 500 000 verkleinert),
Die Intensität bzw. Art der Niederschläge ist durch verschiedene Schraffur dargestellt.
lieh durchgeführt werden.
Danksagung: Für die Überlassung der SYNOPmeldungen
möchte ich dem Leiter der Wetterdienststelle
Innsbruck, Dr. F. Hahn auch
an dieser Stelle nochmals danken.
Literaturhinweise:
[ i j - : Berliner Wetterkarte; Amtsblatt
d. Inst. f. Meteorologie, Berlin
[2] - : Europäischer Wetterbericht;
Amtsblatt des Deutschen Wetterdienstes,
Offenbach a. Main.
^3^ - : Wetterbericht der Zentralanstalt
f. Meteorologie u. Geodynamik,
Wien.
Fliri, F.: Wetterlagenkunde von Tirol;
Tiroler Wirtschaftsstudien Nr. 13;
Innsbruck, 1962.
^5j
Fliri, F.: Das Klima der Alpen im
Räume von Tirol; Monographien zur
Landeskunde Tirols; Folge 1; Innsbruck,
1975.
^6j Hoinkes, H.: Probleme der alpinen
Synoptik; Arch. Meteor. Geophys.
Bioki., Ser.A, 5, 1953.

-39-
55 i. 509.325:551,589.1(2 34.3)
SICHTFLUGWETTERBEDINGUNGEN FÜR, ALPENUBERQUERUNGEN
Oswald Gasser
Geophysikalische Beratungsstelle
Memmingen, Bundesrepublik Deutschland
Abstract By means of the daily available observations
from 1.2.1975 - ,31.1.1977 at Memmingen
the visüäl conditions (VMC) for flight
over the Alps in the area Zürich-Mailand-Venedig-Salzburg
are presented. Düring cyklpnicweather-situatidns
the VMC-Flight is fixed by
the weather observations in higher levels öf
the Alps and in anticyklonic-situations,
espeeially in winter-time, the observations
in the foreland and in Valleys are very important.
The central area (Memmingen-Bozen)
is fayoured in respect tö flight weather,
compared to the routes Zürich-Mailand and
espeeially Salzburg-Venedig.
Zusammenfassung Für die Zeiträume vom 1.2.75
bis 31.1.77 wurden 3 Flugrouten über die Alpen
mit Sichtflugwetterbedihguhgen (VMC) bearbeitet,
wobei nur die Wettermeldungen berücksichtigt
wurden:, die normalerweise laufend
auf einer Flugwetterwarte vorliegen. Bei den
zyklonalen Wetterlagen werden die Sichtflugwetterbedingungen
ganzjährig durch die höhergelegenen
Wettermeldungen im eigentlichen Alpenraum
bestimmt, während bei den antizyklonalen
Wetterlagen hauptsächlich im Winter die
Wettermeldungen im nördlichen und südlichen
Anflugraum entscheidend sind. Insgesamt zeigt
die Ostroute (Salzburg-Venedig) schlechtere
Verhältnisse als die Westroute (Zürich-Mailand),
während die mittlere Flugstrecke (Memmingen-Bozen)
die günstigsten Flugwetterbedingungen
aufweist:.
1. EINLEITUNG
Auf der Tagung in Rauris 1976 habe ich
über die ersteh Ergebnisse für das Jahr 1975/
76 berichtet. In der Zwischenzeit würde ein
weiteres Jahr 1976/77 bearbeitet. Die vorläufigen
Ergebnisse konnten dabei größtenteils
bestätigt werden, wobei die Unterschiede im
Wetterablauf der beiden Jahre auch die Sichtflugbedingungen
beeinflußten. Insgesamt muß
nochmals betont werden, daß nur die Wettermeldungen
Verwendung finden, die normalerweise
im Routinebetrieb auf einer Flugwetterwarte
laufend zur Verfügung stehen.
2. WETTERLAGEN UND SICHTFLUGWETTER
VOM 1.2.1975 - 31.1.1976:
Allgemein zeigt die mittlere Route
(Memmingen-Bozen) die besten Sichtflugwetterbedingungen
für Alpenüberquerungen, während
die Ostroute (Salzburg-Venedig) sehr viel
schlechter abschneidet und die Westroute (Zürich-Mailand)
näher an der mittleren Route
liegt,. Ebenso sind die Sichtflugwetterbedingungen
bei antizyklonalen Wetterlagen (H,Ea
und Wa) weitaus günstiger als die zyklonalen
(Wc,Ec,N,S,,T und Vb) Wetterlagen, Uber die
Klassifizierung der Großwetterlagen wurde bereits
bei der Tagung in Rauris berichtet.
Routen H Ea Wa Wc Ec N+S T+Vb Anzahl der
Westroute
200 112 210 120 71
58 28 59 72 41
57 20 33 4 4
Kitt- 196 108 209 121 71
lere 15 17 25 40 30
Route 114 46 90 9 10
Ost- 192 109 215 117 72
route 87 43 142 101 69
39 26 21 4 0
Tabelle 1:
3.
46 43 Stichproben
21 30 k.VMC-Flug
8 1 VMC kont.L.
44 42 Stichproben
11 23 k.VMC-Flug
11 1 VMC kont.L.
43 44 Stichproben
30 40 k.VMC-Flug:
7 1 VMC kont.L.
76 40 83 49 27 1'7 15 Tage d.WLg
Absolute Häufigkeiten der Sichtflugbedihguhgen
für die einzelnen
Flugrouten und Wetterlagen im Zeitraum
1.2.75 bis 31.1.76
WETTERLAGEN UND SIGHTFLUGWETTER VOM
1.2.1976 - 31.1.1977:
Routen H Ea Wa Wc Ec N+S T+Vb Anzahl der
West- 122 168 232 219 62 108
21 49 67 107 26 64
route 30 34 41 18 2 7
62 Stichproben
37 k.VMC-Flug
3 VMC kont.L.
Mitt- 122 171 227 215 60 105 62 Stichproben
lere 11 37 30 64 29 25 39 k.VMC-Flug
Route 72 62 110 30 4 14 8 VMC kont.L.
Ost- 122 168 232 218 63 108
32 83 127 173 59 91
route 38 40 35 10 0 7
62 Stichproben
57 k.VMC-Flug
2 VMC kont.L.
45 67 87 54 22 38 21 Tage d.Wlg
Tabelle 2: Absolute Häufigkeiten der Sichtflugwetterbedingüngen
für die einzelnen
Flugrouten und Wetterlagen
im Zeitraum 1.2.76 bis 31.1.77
Auch diese Tabelle 2 zeigt die mittlere Route
und die antizyklonalen Wetterlagen weitaus
günstiger als die zyklonalen Wetterlagen, wobei
aber eine Verschiebung auftritt, weil im
Jahr 1976 die zyklonalen Wetterlagen häufiger
vorkamen. Dies kann man im Vergleich der verschiedenen
Polygonzüge am besten gezeigt
werden.
4. WETTERLAGEN UND SICHTFLUGWETTER IM
VERGLEICH ZWEIER JAHRE
Die Abbildungen 1 und 2 zeigen die relative
Häufigkeit der Fälle, bei denen kein Sichtflug
mögiich ist, unterteilt in- die Sommer-
(Abb.1) und die Winterhalbjahre (Abb.2):

-40-
P *
Retative Häufigkeit
Beide Jahre zeigen auf der Westroute weniger
zyklonale, Ostlagen (Ec) als zyklonale Westlagen
(Wc). Auf der mittleren Flugstrecke
herrschte öfter die antizyklonale Ostlage(Ea)
als die antizyklonale Westlage (Wa). Dagegen
traten die antizyklonalen Ostlagen, die zyklonalen
Westlagen (Wc) und die N- bzw. S-Lagen
1976 insgesamt häufiger und die Hochdrucklagen
(H), die antizyklonale Westlage (Wa) und die
zyklonale OstTage (Ec) seltener auf als 1975.
Schlechtere Flugwetterbedingungen herrschten
1976 bei der antizyklonalen Ostlage (Ea) aüf
allen 3 Flugstrecken, bessere Wetterbedingungen
bei der Hochdrucklage (H) auf der Ost- u.
Westroute, während bei der zyklonalen Ostlage
(Ec) und den Tiefdrueklagen (T+Vb) die Westroute
etwas günstiger abschnitt.
5. TAGESZEITLICHE UND JAHRESZEITLICHE
UNTERSCHIEDE IN DEN SICHTFLUG-GUTE-
KLASSEN FÜR MARKANTE WETTERLAGEN
Abb
"Wetterlagen u. rel. Häufigkeit der Fälle bei
denen kein VMC-Flug möglich ist, Sommerhalbjahr
Relative Häufigkeit
O o o Ol O! O o
CO to
o o o
Die Güteklassen für die Sichtflugmöglichkeiten
wurden wie folgt eingeteilt:
1 = sehr gutes Flugwetter, alle Stationen VMC
(8 km und 2000* ft)
2 = gutes Flugwetter, 1 Station VMC (1,5 km
und wolkenfrei), übrige wie 1
3 = befriedigendes Flugwetter, 2 Stationen
mit VMC (1,5 km u. wolkenfrei), übrige wie 1
4 = schlechtes Flugwetter, 1 Station weniger
als 1,5 km o. in Wolken
5 = sehr schlechtes Flugwetter, 2 Stationen
weniger als 1,5 km o. in Wolken
,6 = sicher kein Sichtflug möglich
Für markante Wetterlagen werden ih den folgenden
Abbildungen die Sichtflugmöglichkeiten
für die verschiedenen Tageszeiten im Sommerund
Winterhalbjahr dargestellt, wobei die Hochdrückwetterlage
(H) ähnliche Verteilungen zeigt
wie die änderen, antizyklonalen Wetterlagen,
und die zyklonale Wetterläge (Wc) ebenso für
die anderen zyklonalen Wetterlagen die entsprechenden
Sichtflugbedingungen beinhaltet.
5.1 Die Hochdruckwetterlage (H)
m
p
3r
m
+ ^
<
Abb. 2:
Wetterlagen u. rel. Häufigkeit der Fälle bei
denen kein VMC-Flug möglich ist, Winterhalbjahr
In der Abbildung 3 werden die relativen
Häufigkeiten der VMC-Güteklassen im Winterhalbjahr
dargestellt,wobei die Tageszeitreh
durch die Wettermeldungen von 06, 12 und 18
Uhr GMT in den Balken veranschaulicht werden.
Auf der mittleren Flugstrecke Memmingen-Bozen
fällt die hohe Zahl der sehr guten Flugwetter-
Verhältnisse auf, während auf der West- und
Oststrecke die Güteklassen 2 und 3 den Hauptanteil
bilden, wobei der Frühtermin vor allem
im Westteil weniger oft auftritt.. Auf allen 3
Strecken kommt keine Güteklasse 6 vor, d.h.im
Winterhalbjahr kann bei der Hochdruckwetterlage
(H) auf allen 3 Strecken teilweise im
inneren Alpenraum ein Sichtflüg durchgeführt
werden, auch bei den anderen antizyklonalen
Wetterlagen liegt der Anteil der ganzen Sichtflug
ausschließenden Fälle unter 10 Prozent.
Auch für das Sommerhalbjahr (Abb..4) finden
wir ähnliche Verhältnisse, nur die Östr.oute
zeigt einen beträchtlichen Anteil in der Güteklasse
4, der aber hauptsächlich durch die
Quellbewölkung am Sonnblick verursacht wird,
während der Anteil an den schlechten Güteklassen
5 und 6 auch bei den übrigen antizyklonalen
Wetterlagen vernachl.ässigbär gering
bleibt. Im Tagesverlauf zeigt der Frühtermin
meistens die schlechteren Güteklassen.

-41-
Retative Häufigkeit
— [sj Lj
o
CO
5.2 Die Westwetterlage (Wc)
In der Abbildung 5 für das Winterhalbjahr
sehen wir für die zyklonale Westwetterlage
eine ganz andere Verteilung. Die schlechteren
Sichtflugbedingungen überwiegen, besonders
auf der Oststrecke. Gute Sichtflugbedingungen
sind nur auf der mittleren Route in bemerkenswerter
Zahl vorhanden. Tageszeitliche
Unterschiede sind zwar vorhanden, aber nur der
Frühtermin zeigt in der Güteklasse 5 beträchtlich
höhere Häufigkeiten.
o
ta
3 ^
5
Retative Häufigkeit
-. r-j Lj
o o o
oi
oi
? ? ?

-42-
^. r

551.509.325(234.3)
GAFOR-SICHTFLUGVORHERSAGEN IM ALPENRAUM
Klaus-J. Tenter
Beutscher Wetterdienst
München, Deutschland
.Äbstract After the description of the GAFOR-System,
eight months of forecasts for the General Aviation
are used to make a Statement of Visual Flights in
Swiss and Austria. The differences between Valleys
and pass-routes are shown for all months.
-43-
x (clösed=geschlossen) Flugsicht unter 2 km und/oder
ceiling unter 1000 Fuß über Grund,
und/oder bedeutet, daß immer das schlechtere Kriterium
von Sicht oder ceiling zur Einstufung herangezogen
wird.
Zusammenfassung Nach einer Beschreibung des GAFOR-
Systems wird an Hand von Vorhersagen für die Allgemeine
Luftfahrt über acht Monate eine Aussäge
über die Sichtflugmäglichkeiten in der Schweiz
und ih Österreich abgeleitet. Die Unterschiede
zwischen Talwegen und Paßstrecken treten in allen
Monaten deutlich hervor.
1. EINLEITUNG
Für Piloten, die von einem europäischen Land
in ein anderes fliegen, wurde zur Vereinheitlichung
der Flugwettervorhersägen das GAFOR (General Aviation
Forecast) -System geschaffen. Für den Sichtflug sind
die wichtigsten Elemente die meteorologische Sichtweite
und die Hauptwolkenüntergrenze (ceiling,
Plafond, mit Wolkenbasis >4/8). Während die Bundesrepublik
Deutschland in 48 flugklimatologisch einheitliche
Gebiete unterteilt wurde, sind für die
Schweiz 26 Flugstrecken (Figur 1) und für Österreich
30 Flugstrecken (Figur 2) eingerichtet worden. Diese
Strecken verlaufen im wesentlichen entläng der
Alpentäler. Ähnliche Flugwettervorhersageh gibt es
für Norditalien, Spanien und Frankreich.
Der GAFOR ist nach Sicht und Hauptwolkenüntergrenze
in vier Sichtflugstufen unterteilt,
nämlich für die Schweiz
o (open=offen) Flugsicht 8 km und mehr und kein
ceiling unter 2000 Fuß über Grund
d (difficult=schwierig) Flügsicht weniger als 8 km,
jedoch über 5 km und/oder ceiling unter 2000
Fuß, jedoch nicht unter 1500 Fuß über Grund
m (marginal=kritisch) Flugsicht 5 km und weniger,
jedoch über 2 km und/oder ceiling unter 1500
Fuß, jedoch nicht unter 1000 Fuß über Grund
Genf
41
Grenche
42
Ber
Pasc!
, 53 6f
Montreux ,/
Schaafhausen
.01-^*^ 02.
- 1 3 ^
Zürich Attcnr-hcin
71 ^81^ecs

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BOZEN
SP!TTA^-_^^3
--- KLAGENFURT
\
Figur 2. Streckenführung für die Allgemeine Luftfahrt in Österreich.
-44-
AtGEN^^
JHOHEMEMS ^^TJENBACH
-22^^
tRADSTADT
-20- rERS. ) ^/ 80 45
\ ^ LANDECK .
)MAUTERND.-

-45-
Flugstrecke
12 Kufstein-Innsbruck
50 Innsbruck-Brennerpaß (4500 ft)-Bozen
60 Salzburg-Radstadt
61 Radstadt-Radst. Tauern (5700 ft)-Kätschberg
(5400 ft)-Spittal
42 Spittal-Klagenfurt
70 Linz-Kirchdorf
71 Kirchdorf-Phyrnpaß (3100 ft)-Liezen
23 Liezen-Schoberpaß, (2800 ft)-Bruck
80 Bruck-Graz
56 Salzburg-Zell am See
40 Zell am See-Mittersill-Felbertauern (8100 f t ) -
Liehz
(41) Lienz-Spittal (Einstuf, allgem. wie 42)
Tabelle 2. Ausgewählte Flugrouten in Österreich
mit Höhenangabe der Pässe.
3 und 4,. Die einzelne Zahl gibt an, in wieviel
Prozent der Fälle in einem Monat die Stufen offen,
schwierig, kritisch oder geschlossen, gemittelt
über alle 10 bzw. 11 Flugstrecken und über den
Zeitraum 06-15 Uhr GMT, aufgetreten sind; die Summe
aus allen vier Stufen ergibt 100 Prozent. Eine
Einstuf. Sep. Okt. Nov. Dez. Jan. Feb. März Apr.
offen 29,3 29.3 42.2 33.4 27,7 19.2 33.1 35.7
schw. -24.3 15.2 17.8 13.9 12.0 10.2 18.7 22.2
krit. 19.4 16.9 15.5 14.6 15.

-46-
Gebiet Sept. Okt. Nov. Dez. Jan. Feb. März Apr.
12 57 67 67 48 42 35 53 58
50 26 38 44 32 23 10 27 28
60 32 29 36 17 28 21 28 41
61 12 42 31 22 10 5 36 23
42 44 49 33 22 16 13 52 49
70 26 10 31 10 22 1 25 33
71 31 16 23 9 15 2 18 32
23 42 26 26 11 9 3 30 37
80 50 28 18 4 8 8 42 39
56 46 29 36 15 26 20 27 43
40 12 49 30 22 14 8 25 20
Tabelle 6. Mittlere monatliche Prozentwerte der
Stufe offen für Österreich.
Gebiet Sep. Okt. Nov. Dez. Jan. Feb. März Apr.
12 2 9 8 11 28 22 13 5
50 0 10 18 23 31 44 16 12
60 6 34 18 45 42 37 39 14
61 42 36 36 54 73 49 37 38
42 14 28 20 34 39 27 9 10
70 18 56 34 66 33 49 27 7
71 25 53 31 62 49 52 32 10
23 22 36 28 58 48 36 26 13
80 14 40 28 64 54 38 17 11
56 6 34 21 39 42 38 33 12
40 58 35 55 59 71 68 50 50
Tabelle 8,. Mittlere monatliche Prozentwerte der
Stufe geschlossen für Österreich.
Noch deutlicher spiegeln in Tabelle 7 und 8
sich die Unterschiede zwischen "Berg und Tal" für
die Stufe geschlossen wieder. Es wird darauf hingewiesen,
daß bei einem Vergleich zwischen der Schweiz
und Österreich die Bedingungen für Sicht und ceiling
beim Stufenwert geschlossen unterschiedlich
festgelegt sind, wie unter 1 dargelegt wurde. Da
beim GAFOR Schweiz die Stufe geschlossen weitreichender
gefaßt isti liegen auch die durchschnittlichen
Prozentwerte höher als für Österreich. Jedoch
erhält man annähernd gleiche.Werte, wenn für
Österreich die Stufen kritisch und geschlossen zusammengezogen
werden. In fast allen Monaten sind die
Prozentzahien für die Paßstrecken höher als für die
Taiflugwege. Für eine Aufschlüsselung nach Wetterlagen,
wie für Süddeütschland von Tenter (1976)
durchgeführt, ist der Bearbeitungszeitraum noch zu
kurz.
Gebiet Sep. Okt. Növ. Dez. Jan. Feb. März Apr.
.52
53
43
36
47
2
43
51
2
13
57
0
49
68
6
40
79
9
50
73
13
18
58
7
3,
49
1
44 36 47 43 33 60 72 64 42
71 34 38 7 46 42 40 16 2
72 56 68 55 68 77 83 71 57
73 2 16 6 5 18 32 13 1
91
92
93
15
37
11
37
45
34
7
41
17
50
31
22
30
52
37
36
68
46
19
52
37
3
40
32
Tabelle 7. Mittlere monatliche Prozentwerte für
die Stufe geschlossen für die Schweiz.
schnitte bedeutungslos werden, wenn daran anschlie
ßende Abschnitte schlechte, Sichtflügverhältnisse .
aufweisen. So waren im Winter 1977/78, abgesehen
vom Brenner, kaum Alpenflüge ohne wettermäßige Behinderungen
für den Sichtflug möglich.
Flugroute Sep. Okt. Nov. Dez. Jan. Feb. März Apr.
52 - 44
7,1 - 7 3
91 - 93
12 u.50
2
1
4
17
3
7
9
15
0
1
5
14
2
4
10
10, .10
60 - 42
11 4 2
11 1,0
70 - 80
56 u.40
6
11
,3
5
1
3
11
10
14
8
Tabelle 9. Zahl der Tage mit Stufe offen und
zusammengesetzten Flugrouten.
4. REFERENZEN
Tenter, Kl. J. 1974: Beiträg zur Flugklimätolögie
Süddeütschlands. Meteorol. Rdsch. 27,109-113
Tenter,, Kl. J. 1976: Großwetterlagen und Sichtflugmöglichkeiten
in Süddeütschland. Meteorol.
Rdsch. 29, 129-133.
Eine weitere Auszählung befaßt sich in Tabelle
9 mit der Anzahl der Tage, an denen die einzelnen
alpenüberquerenden Flugstrecken insgesamt offen
eingestuft waren. Hieraus wird ersichtlich, daß
einzelne flugklimatologiseh günstige Streckehab-

-47-
551 .515.9:656.7,08(234.32)
WETTERBEEINFLUßTE FLUGUNFÄLLE
IN DEN ÖSTERREICHISCHEN ALFEN
Alexander G. Keul
Universität Wien
Wien, Österreich
Abstract The rising accident rate in
General Aviation over Austrian territory
has stimulated a meteorological case study.
For the interval 1966-1976, distribution
and causal factors of weather-involved
accidents are extracted. The hypothesis
that variations of the regional VFR conditions
are responsible for the accident
distribution is tested for Wien - Salzburg
and refuted.
1. EINLEITUNG
Zusammenfassung Das starke Ansteigen von
Unfällen in der Allgemeinen Luftfahrt über
österreichischem Staatsgebiet hat eine
meteorologische Fallstudie angeregt, welche
für das Zeitintervall 1966-1976 Unfallfaktoren
und die räumliche Verteilung
wetterbeeinflußter Unfälle ergab. Durch
Vergleich der Häufigkeiten von GAFOR-
Sichtstufen für Wien und Salzburg wird
die Hypothese, regionale Unterschiede der
Sichtflugbedingungen würden die Unfälle
begünstigen, getestet und verworfen.
In der Allgemeinen Luftfahrt über
Österreich steigt seit 1972 die jährliche
Anzahl von Unfällen und Störungen steil
an. Waren es 1974 schon 239 Ereignisse,
so betrugen die Zahlen der Such- und
Rettungszentrale im Bundesamt für Zivilluftfahrt
1975 262, 1976 379 und
1977 432. 14 % der Fälle erwiesen sich
als wetterbeeinflußt, das heißt meteorologische
Faktoren waren für ihre Entstehung
und den weiteren Verlauf wesentlich.
Jene 14 % führten zu 54 % aller
Todesopfer. Beim Tod jedes zweiten
Menschen in der Allgemeinen Luftfahrt
über Österreich waren also die lokalen
Wetterverhältnisse von kausaler Bedeutung.
Die sprunghafte Zunahme von Todesopfern
und Sachschäden hat bereits zu
grundlegenden Diskussionen und unfallverhütenden
Maßnahmen durch das Bundesministerium
für Verkehr und die Flugsportorganisationen
geführte Die Untersuchung
des Verfassers basiert auf den
offiziellen Unterlagen im Bundesamt für
Zivilluftfahrt zum Zeitraum 1966-1976
und auf allen Unfallgutachten der
österreichischen Flugunfallskommission
seit 1956. Sie wurde an der Universität
Wien als Doktorarbeit zum Hauptfach
Meteorologie bei Professor Dr.K.Cehak
durchgeführt. Ein umgearbeiteter Abdruck
des ersten Teiles zur Information
der Frivatpiloten ist bei Gerling erschienen
(6),(7).
Die Arbeit gibt eine erste statistische
Analyse der am Unfallgeschehen beteiligten
meteorologischen Faktoren,
bespricht die Hauptfaktoren im Detail
und geht besonders auf die regionalen
Unterschiede der Sichtflugverhältnisse
am Beispiel Wien-Salzburg ein. Im
folgenden Kurzauszug werden jene Ergebnisse
der Untersuchung angerissen; die
alpinmeteorologische Rückschlüsse erlauben,
also Zusammenhänge zwischen
Wettererscheinungen, dem österreichischen
Alpenrelief und Flugunfällen erkennen
lassen.
2. UNFALLFAKTOREN
Die 20 von der ICAO vorgeschlagenen
meteorologischen Unfallfaktoren (5)
wurden für die vorliegende Analyse auf
8 Hauptfaktoren reduziert. Es sind dies
schlechte Sicht, Turbulenz, Abwinde,
Vereisung, Windsprung, Hagel-, Blitzschlag
und biometeorologische Faktoren.
Tabelle 1 stellt die absolute Häufigkeit
schwerer (und tödlicher) Unfälle in
den Gruppen a) Motorflugzeuge und Hubschrauber
und b) Segelflugzeuge und
Motorsegler für die oben angeführten
Faktoren dar.
Faktor Anzahl der Unfälle
a b
S 35 (22) 2
T 16 (4) 33 (4)
L 9 (3) 28 (3)
V 5 0
W 3 (1) 7
H 2 0 .
B 1 0
Bio 0 2 (2)
, Tabelle 1. Häufigkeit schwerer
(tödlicher) Flugunfälle in Österreich
1966-1976 für zwei Luftfahrzeuggruppen.
Bei Motorflugzeugen, in der Hauptsache
Sportmaschinen unter 2 Tonnen Fluggewicht,
überwiegen als Unfallfäktoren
schlechte Sicht (Wolken, Nebel, Regen,
Einbruch der Dämmerung) und Turbulenz
(Horizontal- und Vertikalböen). Abwinde
und Vereisung sind von geringerer Bedeutung.
Ein Großteil der tödlichen Unfälle
bei schlechter Sicht ereignete
sich im Reiseflug durch Kollision mit
ansteigendem Gelände oder anderen Hindernissen.
—

-48-
Bei Segelflugzeugen und Motorseglern führt
der Faktor Turbulenz vor Abwinden und Leewirkungen.
Eine ähnliche Verteilung der
Unfallfaktoren zeigte sich auch bei Untersuchungen
in Großbritannien und den
USA (7).
3. RÄUMLICHE VERTEILUNG
Bei der Darstellung der geographischen
Verteilung von Flugunfällen und Störungen
wurde als dargestellter Ort jeweils die
erste Bodenberührung nach dem Ereignis
gewählt.
Mangelnde Kenntnis der lokal zu erwartenden
Effekte ist ein Hauptgrund für
alpine Flugunfälle und kommt besonders
in Figur 1 zum Ausdruck. Man bemerkt
Häufungsstellen in den Alpen um Innsbruck
(Tirol), nördlich von Salzburg, an der
Südgrenze Waldviertel-Mühlviertel bei
Königswiesen, im Raum der Koralpe zwischen
Graz und Klagenfurt und in den Wienerwald-
und Kalkvorbergen westlich von
Wien. Besonders auffällig sind die sechs
Ereignisse im Raum zwischen Salzburg und
Passau.
Wertet man die Vorfälle aus dem voralpinen
Stauraum Oberösterreich-Salzburg
nach der Großwetterlagen-Klassifikation
von LAUSCHER aus (4), so zeigt sich ein
Überwiegen der Strömungsiagen aus Nord
und Nordwest.
Ähnliche Überlegungen einschließlich
kartenmäßiger Darstellungen wurden auch
für die anderen häufiger vertretenen
Wetterfaktoren aufgestellt (6), (7).
4. VERGLEICH GAFOR WIEN - SALZBURG
Wie Tafel 1 ergab, findet sich
nördlich des Flughafens Salzburg-Maxglan
die stärkste lokale Häufung schwerer
Flugunfälle bei schlechter Sicht im Bundesgebiet,
während sich etwa um Wien-Schwechat
keine solche Clusterbildung erkennen
läßt. In beiden Räumen sind die routinemäßig
vom Flughafen aus beobachteten
Sichtdaten als repräsentativ für das
Gebiet der Flugunfälle anzusehen, was
zum Beispiel für den Cluster um Innsbruck
nicht gilt.
Es wurde daher in (6) als Arbeitshypothese
formuliert, daß diese unterschiedlichen
Unfallhäufigkeiten wenigstens
teilweise durch unterschiedliche Sichtflugbedingungen
erzeugt werden.
Zur Prüfung der Arbeitshypothese konnten
77 % aller synoptischen Beobachtungsdaten
von Salzburg-Maxglan und Wien-Schwechat
aus dem Zeitraum 1962 bis 1971 auf
dem Computer des Interfakultären Rechenzentrums
der Universität Wien nach dem
GAFOR-(General Aviation Forecast-)Schlüssel
ausgewertet werden.
Der Flughafen Salzburg-Maxglan liegt
in 430 m Seehöhe am nördlichen Talausgang
des Salzachtales im Südwesten der Stadt
Salzburg und ist ein wichtiger Ausgangspunkt
für Alpenflüge und den grenzüberschreitenden
Verkehr in Richtung BRD.
Die Seehöhe des Flughafens Wien-
Schwechat beträgt 183 m; er befindet sich
im Wiener Becken südöstlich der Wiener
Stadtgrenze.
Tödliche Flugunfälle bei schlechter Sicht, 1958 - 1976
Figur 1
^ 1
f 1^
f^J^/ '^L^
- ^*^%^%^s!^&=^.aa;^
.13'Reh
KtippenWE
MUhtdorf
SS#fsegg
Sti Pötten
.greHburg
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deck
Zügsö
PH
Zetta
4tiaeti
R??Se
MS chockl
6^
1:3.000000 Ü! ^3
Flugunfall mit ^ ^ Todesopfern
mehr als 2

-49-
Es werden vier GAFÖR-Stüfen unterschieden:
offen (0), schwierig (D), kritisch (M)
und geschlossen (X). Tafel 2 zeigt, wie
sich die Stufen aus Bödensicht (V) und
Hauptwolkenuntergrenze (h) ableiten.
2000
1000
Tafel 2.
500
h(ft)
.LR
D
1,5 3 8
-*-V(km)
Definition der GAFOR-Stufen
V = Bodensicht in km
h = Höhe der Wolkenuntergrenze
über Grund in feet
Der österreichische Flugwetterdienst
verwendet die GAFOR-Stufen zur Prognose
der Sichtflügbedingungen auf bestimmten
Flugstrecken innerhalb von Osterreich.
Wegen der fließenden Übergänge zwischen
den Stufen, die in der Praxis bei lokal
stark unterschiedlicher Wetterlage auftreten,
kann ein unter VFR-(Sichtflug-)
Bedingungen begonnener Flug in IMG
(Ins trumentenflug-Wetterbedingungen)
fuhren. Ob dies für den Raum von Salzburg
eher der Fäll sein kann als um
Wieh-Schwechat, war die Fragestellung.
Nachdem sich schwere Unfälle bei schlechter
Sicht überwiegend zwischen 09 und
20 Uhr GMT ereigneten, wurden 09, 12,
15 und 18 Uhr GMT als Sichtflugtermine
bearbeitet.
Es ergab sich, daß die relative'
Häufigkeit der GAFOR-S'tuf e 0 für beide
Lufträume nur in Januar, Februar, November
und Dezember unter 50 % sinkt;
die Häufigkeit von Stufe X erreichte
nie mehr als 21 % (6).
Durch Vergleich der relativen Häufigkeiten
von GAFOR-Stufen pro Monat wurde
versucht, signifikante Unterschiede
zwischen den Jahresgängen in Wien und
Salzburg zu finden. Ahnlich wie beim
statistischen Vergleich von Beobachtungsreihen,
wie ihn CEHAK (2) zur Ermittlung
von Klimaschwankungen beschreibt, wurden
die Häufigkeiten in Wien-Schwechat als
"ungestörte Normalwerte" behandelt und
die Werte von Salzburg auf Abweichungen
von diesen "Normalwerten" hin untersucht.
Nach BROOKS-CARRUTHERS (1) errechnet
sich der Wert von X* zu etwa 0,17 *
während die Signifikanzschwelle für f=12
und p=0,95 bei 5,23 liegt. Das heißt,der
%^-Wert für die GAFOR-Stufe X liegt
weit unterhalb der Signifikanzschwelle.
Ein sehr ähnliches Resultat lieferte
auch die Überprüfung der Stufe 0 (6). Die
Nullhypothese muß angenommen werden.
Die Häufigkeiten der beiden für den
Sichtflieger wichtigsten GAFOR-Stufen
sind in Wien und Salzburg äußerst ähnlich.
Es wurden nun Korrelationskoeffizienten
der absoluten Häufigkeiten von GAFOR-
Stufen in Wien und Salzburg errechnet
und mittels t-Test (STUDENT) auf ihre
Signifikanz überprüft (1).
Sowohl die monatsweise Korrelation aller
4 Sichtflugtermine nach Windrichtungsklassen
wie die terminweise Korrelation
der Jahresgänge nach GAFOR-Stufen ergaben
in der Mehrzahl aller Fälle eine
signifikant positive Korrelation der
beiden Stationen, besonders in Stufe X
und für Westwindkomponenten.
Als letzter Punkt der vergleichenden
Untersuchung von Sichtflugbedingungen um
Wien und Salzburg wurden statistisch
VFR-Flüge von Wien nach Salzburg und in
umgekehrter Richtung simuliert. Dies
geschah durch Korrelation der Häufigkeit
unmittelbar aufeinanderfolgender SYNOP-
Termine an den beiden Stationen. Bei
Reisefluggeschwindigkeiten zwischen 200
uhd 250 km/h beträgt die: Flugzeit 60 bis
90 Minuten und verlängert sich bei Gegenwind
entsprechend. Wären die Sichtflugbedingungen
regional verschieden, so
soiite sich vor allem bei Westwind eine
Erniedrigung des Korrelationskoeffizienten
ergeben. Das Gegenteil ist der Fall.
In den Monaten mit den häufigsten Unfällen
bei schlechter Sicht, Juni und
August, sind fast alle Häufigkeiten der
GAFOR-Stufen aufeinanderfolgender Termine
signifikant positiv korreliert. Dasselbe
Ergebnis brachte die Umkehrung der Flugrichtung
(6).
Die Arbeitshypothese, objektive regionale
Unterschiede in den Sichtflugbedingungen
könnten für die Konzentration von
schweren Unfällen im Raum nördlich von
Salzburg verantwortlich sein, muß aufgrund
der statistischen Tests verworfen werden.
Entscheidend für die Clusterbildung sind
nichtmeteorologische Faktoren wie Orografie
und persönliche Variable.
Eine statistische Auswertung der täglichen
Flugwetterbedingungen vom 1.2;. 1975
bis 31.7.1976 auf den alpenüberquerenden
Strecken Zürich-Malland, Memmingen-Bozen
und Salzburg-Venedig wurde von GASSER (3)
auf der 14.Tagung für Alpine Meteoroiogie
in Rauris vorgestellt. Die Strecke Salzburg-Venedig
scheint gegenüber den zwei
anderen Strecken flugklimatologisch benachteiligt
zü sein, was sich jedoch nicht in
den Ünfallzahlen äußert (vergleiche
Figur 1). Auch bei den Alpenflügen kann
nicht unmittelbar von flugklimatologischen
Gegebenheiten auf die Unfallsituation geschlossen
werden. Der Zusammenhang wird
durch nichtmeteorologische Faktoren hergestellt.
5. FALLBEISPIELE
30.August 1972 (schlechte Sicht) -
Eine Cessna 182 mit drei Insassen befand
sich auf Sichtflug von Augsburg nach
Bozen. Eine flache Tiefdruckzelle über
Oberitalien führte im Ostalpenraum zu
unterschiedlicher Bewölkung. Der Höhenwind
drehte auf Nordwest, an der Aipensüdseite
fiel lokal gewittriger Niederschlag.
Nach Zeugenberichten waren die
Berge im südlichen Stubai in Wolken, als
die Maschine südwärts flog, dabei durch
einen Irrtum des Piloten ins Stubachtal
einflog und schließlich in Wolken in etwa
3200 m Seehöhe an die Nordwestflanke des
Wilden Freiger prallte. Der Aufschlag
erfolgte mit Reisegeschwindigkeit, zerstörte
das Flugzeug völlig und tötete
die drei Insassen.

-50-
4.Juni 1976 (schlechte Sicht) - Zwei
österreichische Piloten starteten um
1608 MEZ von München mit zwei Passagieren
zu einem Sichtflug nach Graz. Die Moräne
MS 893 A überflog Radstadt und geriet am
Hochgollingmassiv in Wolken. Beim Versuch,
in etwa 2600 m Höhe unter IMC einen Sattel
zu überfliegen, stieß das Flugzeug im
Reiseflug gegen eine Felswand und stürzte
um 1722 MEZ 100 m auf einen Gletscher ab.
Alle 4 Insassen kamen ums Leben. 'Ein Tiefdruckkomplex
über Skandinavien und Osteuropa
lenkte mit nordwestlichen Winden
feuchtkühle Luftmassen nach Europa, wo sie
strichweise Niederschläge und starke Bewölkung
verursachten.
15.September 1970 (Turbulenz) - Auf dem
VFR-Flug von Zell am See nach Lienz/Osttirol
geriet eine Cessna F 172 H mit
ihrem deutschen Piloten und 3 Insassen
im Gebiet der Amertaler Scharte in starke
Föhnabwinde im Lee des Alpenhaüptkammes*
Ein Hochausläufer aus Osteuropa verursachte
in ganz Österreich heiteres Wetter
mit Höhenwind aus südlichen Richtungen; im
Nordalpengebiet war es föhnig. Da der
Pilot mit zu geringer Höhenreserve ins
Amertal eingeflogen war, versuchte er
beim Auftreten von Höhenverlust und Turbulenz
eine Linkskurve, aus der das Luftfahrzeug
gegen 1500 MEZ abschmierte oder
durch eine Fallböe zu Boden gedrückt wurde.
Die Maschine brannte völlig aus, wobei die
4 Insassen den Tod fanden.
16.April 1976 (Vereisung) - Eine deutsche
DR-400-180 startete mit 3 Passagieren um
1805 MEZ zu einem VFR-Flug von Salzburg
nach Klagenfurt. Um 1846 meldete der Pilot
aus 9000 ft. Flughöhe starke Vereisung an
den Tragflächen, Ausfall der Ruder und
Unmöglichkeit, die Höhe zu halten. Um 1851
brach der Funkkontakt mit Salzburg ab. Um
1900 MEZ gelang eine glatte Notlandung auf
der Tauernautobahn bei Altenmarkt im Pongau.
Bei Durchzug der Warmfront eines osteuropäischen
Tiefs kam es zu Regenschauem und
Winden aus Nord bis Nordwest. Die Nullgradgrenze
lag in etwa 2000 m, wo eine relative
Feuchte von 80 % herrschte.
g.^uli 1972 (Biometeorologie) - Ein österreichischer
Pilot startete um ca.1250 MEZ
am Flugplatz Mautemdorf, Salzburg, zu
einem Ubungsflug. Nach normalem Windenstart
ging das Segelflugzeug sofort in
extrem steilen Steigflug über und stürzte
aus einer Höhe von 50-60 m über Grund über
die linke Tragfläche senkrecht ab. Der
Pilot erlag nach Einlieferung ins Krankenhaus
seinen schweren Verletzungen, sein
Flugzeug wurde total zerstört. Zum Unfallzeitpunkt
war es in Mautemdorf windstill
und wolkenlos. Bei sommerlichem Hochdruckwetter
erreichte die Temperatur 29 C im
Schatten und es kam zu starker Einstrahlung,
was nach Ansicht des Sachverständigen
in der Kanzel der Phoebus C, einer Hochleistungsmaschine,
zu so starker Temperatur-
und Strahlungsbelastung führte, daß
Konzentrationsvermögen und fliegerisches
Verhalten des Piloten ungünstig beeinflußt
wurden.
6. REFERENZEN
(1) BROOKS-C ARRUTHERS,
Handbook of Statistical methods in
meteoroiogy, Her Majesty's Stationery
Office, London 1953
(2) CEHAK, K.
Statistische Gesichtspunkte in der
Untersuchung von Klimaschwankungen,
Wetter und Leben 245-256, 1977
(3) GASSER, 0.
Sichtflugwetterbedingungen für
Alpenüberquerungen,
14.ITAM Rauris, Wien 1978
(4) LAUSCHER, F.
25 Jahre mit täglicher Klassifikation
der Wetterlage in den Ostalpenländem,
Wetter und Leben 185-189., 1972
(5) Manual of Aircraft Accident Investigation,
ICAO-Document 6920-AN/853/4,
Appendix 15
(6) KEUL, A.G.
Wetterbeeinflußte Flugunfälle in
Österreich unter besonderer Berücksichtigung
der Sichtflugverhältnisse,
Dissertation Universität Wien,
Wien 1978
(7) KEUL, A.G.
Alpenwetter und Flugunfälle,
Gerling, Köln 1978

-51-
551.509.314(494.24)
OBJEKTIVE REGIONALVORHERSÄGE FUER DAS BERNER OBERLAND
Hans W. Courvoisier
Schweizerische Meteorologische Zentralanstalt
Zürich, Schweiz
Abstract The author discüsses a method for regional
forecasts on a objective Statistical basis using
Schüepp's Classification of synoptic situations
and the numerical prediction.
The method is speciälly designed for application
tp forecasts two or three days ähead. A test on
forecasts of this period shows thät the rates of
success obtained by the objective method are about
5% higher than those obtained by the conventional
method.
Zusammenfassung Es wird über eine Methode der objektiv-statistischen
Regionalvorhersage berichtet.
Grundlage der Prognosenmethode bildet einerseits
die Wetteriagenkiassifikation von Schüepp, anderseits
die numerische Vorhersage.
In der praktischen Anwendung eignet sich diese
Methode besonders für Prognosen des 2. und 3vFolgetages.
Ein Test für Prognosen dieser Zeitspanne
zeigt, dass die objektive Prognose etwa 5% höhere
Trefferraten als die konventionelle Prognose aufweist.
Es wird über eine Methode der Regionaiprognose
berichtet, die im Rahmen der Objektivierung
der Wettervorhersagen in der Schweiz ausgearbeitet
wurde und die hier an der ITAM-78 auch zur praktischen
Anwendung kommt (Courvoisier 1978) , Grundläge
der Prognosenmethode bildet einerseits die
Wetteriagenkiassifikation von M. Schüepp (1968),
anderseits die numerische Vorhersage. Diese beiden
Grundlagen werden auf folgende Weise in Verbindung
gebracht: aus dem Wetterlagenkalender Schüepp
werden Parameter der 500 mbar-Fläche und des Bodendruckfeldes
über der Schweiz entnommen und statistisch
in Beziehung zum Regionalwetter gesetzt,
d.h. es werden Mittelwerte und andere statistische
Masszahlen für die Prognosenelemente bei verschiedenen
Typen des Druckfeldes bestimmt. Mit Hilfe der
Mittelwerte der Prognosenelemente werden dann die
-numerischen' Vorhersagekarten quantitativ für eine
bestimmte Region interpretiert.
Es wurden für 12 Regionen der Schweiz die Zusammenhänge
zwischen 70 Typen des Druckfeldes
(Wetterlagen) und dem Niederschlag sowie der Sönnenscheindaüer
im Winterhalbjahr ermittelt. Die 500-
mbar-Fläche wurde als Hauptparameter gewählt. Massgebend
dafür war die Tatsache, dass wir von diesem
Niveau numerische Vorhersagekarten von guter Qualität
bis auf drei Tage besitzen. Dies ist prinzipiell
eine Voraussetzung für die Erstellung von objektiven
Regionalprognosen.
Es seien nun kurz die Charakteristika des
Zusammenhanges zwischen den verschiedenen Typen
des Druckfeldes und den Prognosenelementen im Berner
Oberland erwähnt. Zunächst zum orographischen Effekt
der Alpen: er manifestiert sich für den Niederschlag
an der Station Interlaken vor allem in einer
Zunahme der Niederschlagsmenge mit zunehmender
Höhehwindgeschwindigkeit. Es ist hier jedoch keine
ausgeprägte Abhängigkeit von der Höhenwindrichtung
festzustellen, im Gegensatz zum Mittel- und Südtessin,
wo eine sehr markante Abhängigkeit von der
Höhenwindrichtung besteht (Courvoisier 1975) . Auf
dem Jungfraujoch zeigt sich der orographische Effekt
in Form einer Abnahme der Sonnenscheindauer
mit zunehmender Höhenwindgeschwindigkeit, und zwar
nicht nur bei West- bis Nordströmungen, sondern
auch bei Strömungen aus südlicher Richtung (vgl.
Fig. 1 und 2).
Neben den orographischen Effekten sind es
vor allem die Gegensätze zwischen Maritim- und
Kontinentaladvektion sowie die Gegensätze zwischen
Lägen mit übernormalem und mit unternormalem Luftdruck
am Boden und in der Höhe, welche grössere
Unterschiede in der Niederschlagsmenge und der
Sonnenscheindauer verursachen. Der Unterschied
zwischen Maritim- und Kontinentalluftzuführ, d.h.
zwischen West- und Ost--bis Nordostströmungen ist
quantitativ grösser als derjenige zwischen Südund
Nordwestströmungen,
Diese Methode der objektiven Wettervorhersage
wurde bereits für einige Regionen der Schweiz
in den letzten zwei Winterhälbjähren angewendet.
Prinzipiell eignet sich diese Methode besonders
für die Vorhersäge des 2. und 3. Folgetages, da
für diese Zeitspanne die konventionellen synoptischen
Methoden an Zuverlässigkeit verlieren. Was
bei der praktischen Anwehdung Schwierigkeiten bereitet
, sind die oft grossen Streubeträge der
Niederschlags- und Sonnenscheinwerte.Trotz dieser
Schwierigkeiten hat sich bei einem Test für die
Stationen Zürich und Säntis in einem Winterhalbjahr
gezeigt, dass die Trefferraten der objektiven
Vorhersagen etwä 5X höher lagen als diejenigen der
subjektiven Vorhersagen, welche gleichzeitig und
unabhängig erstellt wurden,
REFERENZEN
Courvoisier, H.W,, 1978:
Katalog objektiv-statistischer Wetterprognosen
für die Aipennordseite, das Wallis sowie
Nord- und Mittelbünden. Veröffentl, der
Met. Zentralanstalt (MZA), Nr., 39
Courvoisier, H.W., 1975:
Katalog objektiv-statistischer Wetterprognosen
für die Alpensüdseite und das Oberengadin.
Veröffentl, der HZA, Nr; 32
Schüepp,, M., 1968 :
Kalender der Wetter- und Witterungslagen
von 1955 bis 1967 im zentralen Alpengebiet.
Veröffentl. der MZA, Nr. 11 (vergriffen)

-52-
N
0-Q9 mm
1 -4 mm
W
TP tP
E
5-9 mm
10-19 mm
FIGUR 1
S
^ 20 mm
4l
N
81-100 */.
61-80 7.
W
E
41-60 %
21 -40 7.
C5
F!GUR 2
S
0 - 2 0 7.
Figur 1
Interlaken: Niederschlagsmenge/24 Std. bei zyklonalen
Wetterlagen und bei verschiedenen Strömungsverhältnissen
im 500 mbar-Niveau (Windrichtung und
-geschwindigkeit).
Figur 2
Jungfraujoch: relative Sonnenscheindauer hei antizyklonalen
Wetterlagen und bei verschiedenen Strömungsverhältnissen
im 500 mbar-Niveau. (Windrichtung
und -geschwindigkeit).
Die Bezeichnungen NE,E, usw. und 20 , 40 Knoten
usw. beziehen sich auf das 500 mbar-Niveau.
Unterteilung der West-HShenströmüngen in
2 Sektoren: oberer Sektor: Strömung in Bodennähe
aus WNW-N-ENE, unterer Sektor.: Strömung in Bodennähe
aus E-S-W oder flache Bödendruckverteilung
(Druckgradient < 5 mbar pro 4°).

-53-
551.509.313:551 .509.314
BERICHT ÜBER OBJEKTIVE PROGNOSENVERFAHREN AN DER ZENTRALANSTALT FÜR
METEOROLOGIE UND GEODYNAMIK UNTER BERÜCKSICHTIGUNG VON MOS (MODEL
OUTPUT STATISTICS)
Alois Machalek
Zentralanstalt für Meteorologie ünd Geodynamik
Wien, Österreich
Abstract Several objective weather forcasting
methods are discussed, at which
the MOS method (Model Output Statistics)
obtains the most importance. Referring
to this theme studies are made at the
Zentraianstait für Meteorologie und Geodynamik
in Vienna and these research projects
will be represented here.
Zusannnenf assung Verschiedene Methoden
zur objektiven Wetterprognose werden
diskutiert, wobei der Model Output Statistics
(MOS) Methode die größte Bedeutung
zugeordnet wird. Diesbezügliche
Studien werden an der Zentralanstalt für
Meteorologie und Geodynamik in Wien durchgeführt
und hier dargestellt.
1. EINLEITUNG
Die elektronische Datenverarbeitung
führte in. den letzten Jahren zu einer
Automatisierung vieler Dinge in unserem
Leben, so auch der Wettervorhersage. Es
ist allgemein bekannt, daß ein Wetterdienst
heute ohne Computer nicht mehr
sein Auslangen findet. Besonders die
numerische Vorhersage wäre heute ohne
elektronischer Datenverarbeitung nicht
mehr denkbar. Aber gerade die numerischen
Vorhersagekarten beinhalten meist mit
großer Treffsicherheit Prognosen verschiedener
meteorologischer Parameter in
verschiedenen Höhen der Atmosphäre, aber
keine Prognose derjenigen Elemente, die
in der Wetterprognose für die Öffentlichkeit
enthalten sind.
2. METHODEN ZUR OBJEKTIVEN PROGNOSEN­
ERSTELLUNG
Mit den ersten barotropen Vorhersagekarten
1958 wurden die numerischen
Unterlagen routinemäßig in den Wetterdiensten
verwendet. In den darauffolgenden
Jahren wurde dann ein Arbeitssystem
entwickelt, das vom amerikanischen Wetterdienst
(dem NMC, National Meteorological
Center) unter der Bezeichnung Man-Machine
Mix - Programm lief und auch bei uns in
Österreich durchgeführt wurde. Hier werden
die Daten der numerischen Vorhersagekarten
mit Statistiken meteorologischer
Größen in Beziehung gesetzt, wobei natürlich
die Anwendung bzw. Modifikation
dieser Korrelation durch den Meteorologen
notwendig ist. Diese so Hand-modifizierte
Prognose erzielte um ca. 4-5% bessere
Ergebnisse als die üblichen Prognosen.
Die mit der Man-Machine Mix - Methode
gewonnenen Ergebnisse zeigten, daß die
Verwendung von statistischen Methoden
unter Involvierung der Unterlagen der
numerischen Vorhersagekarten der beste
Weg zur Gewinnung objektiver Wetterprognosen
ergab.
Bei der Verwendung von Statistiken
unter Korrelation mit numerischen Prognosenmodellen
gibt es zwei Wege, die vom
TDL (Techniques Development Laboratory)
des NWS (National Weather Service) in
Silver Spring entwickelt wurden:
1. die Perfect Prog - Methode von W.Klein
im Jähre 1959 und
2. die Model Output Statistics (MOS) -
Methode, die von Glahn und Lowry 1972
entwickelt und bereits ab 1968 im Routinedienst
des NWS verwendet wurde und
bereits Eingang in die Arbeitsmethodik
vieler Wetterdienste gefunden hat.
(Klein (1976), Glahn (1976), Lowry (1972),
Altherr (1974, 1975))
Bei der Perfect Prog Methode wird
eine statistische Korrelation zwischen
Predictanden und Predictoren aufgrund
vorliegender langjähriger Beobachtungsdaten
durchgeführt und das Ergebnis mit
den Variablen des numerischen Modells
verbunden. Fehler der numerischen Vorhersage
verursachen dabei unvermeidbar Fehler
in der statistischen Vorhersage. Ein
Vorteil dieser Methode ist, daß feste
Vorhersagebeziehungen für verschiedene
Orte und Zeiten hergeleitet werden können;
ein Nachteil allerdings ist, daß es
keinen Modellfehler berücksichtigen kann,
da sowohl Predictand als auch Predictor
aus einer Beobachtungsgruppe stammt.
Anstelle der langen Beobachtungsreihen
beruht bei der MOS Methode der
Predictor lediglich auf einer relativ
kurzzeitigen Reihe der Prognosendaten,
die die numerischen Modelle liefern.
Diese Methode enthält somit den Output
der Vorhersagemodelle und bringt diesen
in Beziehung zu den lokalen Wetterbeobachtungen.
Dadurch wird die Unsicherheit
bzw. der Fehler des Modells automatisch
in dieses Vorhersagesystems miteingebaut.
Ein weiteres Charakteristikum von
MOS ist, daß es verschiedene Predictoren
einschließt, die von der Perfect Prog
Methode nicht leicht verfügbar sind, wie
z.B. Vertikalgeschwindigkeit, 3-dimnj&sionale
Trajektorien, potentielle Temperatur
der Grenzschicht. Wegen dieses Vorteils
wurde auch die Perfect Prog Metho-

-54-
de von MOS abgelöst, was zu einer Verbesserung
der Prognosengüte führte.
3. ARBEITSMETHODIK VON MOS
Multiple lineare Regressionen verbinden
eine Variable Y (den Predictanden)
mit einer Anzahl k anderer Variablen X
(den Prediktoren). Das Resultat ist eine
Gleichung, die es ermöglicht, den Predictanden
aufgrund einer linearen Kombination
der Predictoren abzuschätzen:
? = + a^X^ + apXp +...+ a^X^,
*2^2 k"k'
(1)
wobei a. die Regressionskonstanten sind
mit der Definition, daß die Summe der
Quadrate der Abweichungen zwischen den beobachteten
Werten y. und den entsprechenden
Regressionswerten Y. der abhängigen
Gruppe (der Größe n) ein Minimum ausmacht:
Methode der kleinsten Fehlerquadrate
:
n
Ü (y^ - Y.)2 = Minimum. (2)
1=1 ^ i
Ein Maß für die Güte der Gleichung zur
Abschätzung von Y ist die Verwendung der
Reduktionsvarianz RV, was die Abweichung
von Y vom Mittelwert ? darstellt, unter
Verwendung der Varianz
n
6^ = ^i5(yi-?)2. (3)
n i=1 n - 1=1 .= -i
RV .(4)
n i=1 ^*
RV stellt somit das Quadrat der multiplen
Korrelationskoeffizienten dar (Linder
(1964)):
RV = R]
y.X^,X2...sX^. (5)
Da als unabhängige Variable eine
Vielzahl von Predictoren zur Verfügung
stehen, muß vor der Erstellung der Regressionsgleichung
diese Anzahl selektiert
werden. Das erfolgt mittels einer Screening
Regression, wo stufenweise die Variablen
mit den Predictanden korreliert
werden. Man hat dabei die Erfahrung gemacht,
daß man dabei mit maximal 10 bis
12 Predictoren das Auskommen findet.
Der erste Schritt dieses Arbeitsvorganges
ist, die beste Korrelation des
Predictanden mit einem Predictoren zu
finden. Danach wird die nächste Variable
ausgewählt, die nun gemeinsam mit der
ersten die Reduktionsvarianz RV am meisten
vergrößert. Dieses Schema wird nun beliebig
fortgesetzt, bis ein vorher festgesetztes
Kriterium erreicht wird.
1
Mittels MOS werden folgende Predictanden
routinemäßig vom NWS erstellt:
Extremtemperaturen, Niederschlagswahrscheinlichkeit,
Niederschlagsart, Windrichtung
und Windgeschwindigkeit, Bedekkungsgrad,
Gewitterwahrscheinlichkeit.
Folgende Predictanden werden derzeit vom
NWS erarbeitet: Wolkenuntergrenze, Nebel,
Ni eders chlagsmenge.
4. ANWENDUNG VON MOS IM ÖSTERREICH­
ISCHEN WETTERDIENST
An der Zentralanstalt für Meteorologie
und Geodynamik in Wien laufen erst
seit relativ kurzer Zeit ein Teil der
Gitterpunktswerte des amerikanischen Vorhersagemodells
ein, was zu einem mehrteiligen
Aufbau des MOS Projektes führte.
Wegen der Vielfalt der zur Verfügung
stehenden meteorologischer Parameter
wurde die Übereinstimmung getroffen,
folgende Elemente primär zu studieren:
Wetterablaufklassen, Niederschlag und
Wind. In zweiter Linie sollen noch folgende
Größen bearbeitet werden: Temperatur
(eine objektive Prognosenmethode liegt
derzeit vor und wird bereits im Routinedienst
angewandt (Machalek (1977))), Nebel
bzw. Hochnebel (eine Vorstudie ist unter
Berücksichtigung der Wiener Radiosondendaten
bereits durchgeführt worden), Föhn,
Gewitter, Sonnenschein bzw. Bewölkung
(diese Parameter sind bereits im Wetterablauf
includiert).
Im Sinne der Perfect Prog Methode
werden statistisch fundierte Unterlagen
aufgrund langjähriger (und nicht prognostizierter)
Daten erarbeitet. Dabei wird
für die Predictanden ein 10-jähriges
Datenmaterial studiert, wobei folgende
Parameter als Predictoren verwendet
werden: Höhe der Hauptdruckflächen,
relative Topographien, Temperatur, 3 dimensionaler
Wind, Feuchte (precipitable
water, Mischungsverhältnis, Aquivalentund
potentielle Temperatur). Für die Berechnung
der absoluten und relativen
Vorticity, Vorticityadvektion, Scherungsund
Krümmungsvorticity sowie Temperaturund
Feuchteadvektion werden von 5 Jahren
Datenmaterial verarbeitet.
Die erzielten Statistiken, die zum
Teil schon vorliegen, werden in weiterer
Folge mit den vom amerikanischen Wetterdienst
prognostizierten Gitterpunktswerten
korreliert. Bei der Verknüpfung der
Predictanden mit den Predictoren mittels
multipler Korrelationen soll neben den
bisher üblichen linearen Ansätzen verschiedene
analytische Methoden verwendet
werden, was vor allem bei den Predictanden
Wetterablaufklasse und Niederschlag
als zielführend erachtet wird.
Nach objektiver Überprüfung der erzielten
Ergebnisse bei Differenzierung der
Methoden sollen die vqrliegenden Daten
im Routinedienst zur Wetterprognose verwendet
werden.
Die dabei verwendete Methode zur
objektiven Prognosenerstellung hat dabei
den Vorteil, daß bei der Kombination der
meteorologischen Parameter mit den numerischen
Daten der Bezug der aktuellen
Beobachtungsdaten mit den Ergebnissen
der langjährigen Statistiken berücksichtigt
wird, was eine Verbesserung der
bisher üblichen Methodik bedeutet. Ein
t

-55-
Statistiken
meteorologischer
Parameter
(langjährig)
Beobachtete
meteorologische
Parameter
(aktuell)
Die Schwierigkeiten der Objektivierung
der Wetteriagenkiassifikation hat
Prof. Schüepp (Schüepp (1978)) hei der
letzten Tagung für Alpine Meteorologie in
Rauris aufgezeigt und gleichzeitig den
Vorschlag einer Methodik dargelegt, die
den Höhenluftdruck bestimmter Niveaus
und die horizontale Strömung berücksichtigt.
Diese Methode wurde von der Wiener
Zentraianstait für Meteorologie und Geodynamik
aufgegriffen und erweitert. Zu
den Hauptdruckflächen kommt noch die Berücksichtigung
der relativen Topographien
und die vertikale Windkomponente hinzu.
Die Bestimmung der Wetterlage erfolgt nun
objektiv über den Computer aufgrund der
Radiosondenmessungen. Gleichzeitig wird
eine Korrelation dieser objektiven Wetteriagenkiassifikation
bzw. der einzelnen
includierten Parameter mit der Lauscher'-
sehen Wetteriagenkiassifikation durchgeführt.
Perfect
Prog
Method
Numerische
Dat energehni s s e
(prognostiziert)
Model Output
Statistics
(MOS)
österreichische
Prognosen
Methode
Wetterprognose
Figur 1. Schema der Methoden zur Kombination
numerischer und statistischer
Wetterprognosen
Schema dieser Arbeitsweise im Vergleich .
zur Perf ect Prog .- und MOS Methode ist in
Figur i wiedergegeben.
5. BISHER ERZIELTE ERGEBNISSE
Im Sommer 1976 wurde vom Autor unter
anderem eine Objektivierung der Temperaturprognose
aufgrund von Checklisten begonnen,
die aber bald darauf durch eine andere
Methode ersetzt wurde, die mittels einer
Typisierung des Wettergeschehens in Abhängigkeit
von Temperaturklassen der Differenz
8$0 mbar - Boden zur Gütesteigerung
der Wettervorhersage beitrug. Die Anwendung
dieser "Differenzenmethode"
(Machalek (1977)) liefert Ergebnisse, die
sowohl für die Maximums-, als auch für
die Minimumstemperatur um rund 0,5 Grad
besser sind als die routinemäßig erstellten
Temperaturvorhersagen. Allerdings ist
dabei zu beachten, daß die Wettertypen
ebenfalls eine Vorhersage darstellen, was
sich natürlich auf die Treffergenauigkeit
auswirkt.
Im August 1976 wurde von G.Ragette
(19781 eine objektive Windprognose eingeführt,
die den Bodenwind'W) nach der
Näherungsformol
g A z _
H) = H)(850 mbar) + —=r- ( VT x k) (6)
S
f T
graphisch bestimmt, wobei zur Berechnung
von K) (SßOmbar) und V? die auf den 24-
stündigen 850 mbar - Vorhersagekarten des
DWD angegebenen Prognosenwerten genommen
werden, g&z wird der Einfachheit halber
durch f T einen konstanten Mittelwert
angenähert. Nicht berücksichtigt werden
Reibung und topographisehe Einflüsse.
Mit dieser Methode können klarerweise nur
mittlere Windverhältnisse prognostiziert
werden. Plötzlich auftretende Windänderungen
bei Frontdurchgang oder Böenlinien
sind auf diese Weise nicht vorhersagbar.
Eine Abschätzung der wahrscheinlichen
Windspitzen wäre aufgrund statistischer
Beziehungen zwischen mittlerer Windgeschwindigkeit
und Windspitzen möglich.
6. ANWP - EIN WEITERES PROJEKT DER
ZENTRALANSTALT FÜR METEOROLOGIE
Zum Abschluß berichte ich noch über
ein weiteres Forschüngsproj ekt der Zentralanstalt
für Meteorologie und Geodynamik:
ANWP, Application of Numerical Weather
Prediction, das die Auswertung der Produkte
der numerischen Wettervorhersage, zum
Ziel hat und unter der Leitung von
Dr.Ch.Kress durchgeführt wird, den ich
jetzt im weiteren zitiere.
Die Erfüllung der Aufgabenstellung
von ANWP soll in drei Abschnitten erreich;
werden, wobei zunächst nur der erste in
Angriff genommen ist..
6.1 ECD Extensiv Chart Diannösis
Hier wird eine optimale Ausnutzung
des Informationsgehaltes der durch die
Simulation der atmosphärischen Prozesse
gewonnenen unmerisehen Analysen und Vorhersagen
angestrebt. Wetterdiensten, die nicht
selbst numerische Vorhersagekarten berechnen,
sind bei der Interpretaion der in
Faksimile-Form vorliegenden numerischen
Vorhersagekarten auf den rein optischen
informationsgehalt angewiesen. Seit kurzem
stehen der Zentralanstalt numerische Vorhersagen
des National Meteorological Center
(ESSA) Washington D.C. in Gitterpunktsform
zu Verfügung, und zwar das Geopotential
der 1000-, 850- und 500 mbar Flächen.
Dadurch besteht jetzt die Möglichkeit, den
Informationsgehalt weitaus mehr auszuschöpfen
als früher durch Berechnung
rein diagnostischer Parameter:
a. diverse Wirbelgrößen (allerdings mittels
geostrophischer Approximation.

-56-
ANWP
APPDGATtON OP NUMERtCAL
WEATHER PREOtCTtON
MOS
MODEL OUTPUT STATtSUCS
MMRP
MEDICAL-METEOROLOGICAL.
RESEARCH PROGRAM
). ECO . EXTENSIVE CHART OtAGNOStS,
INFORMATIONSERWEITERÜNG DURCH
DIAGNOSE DES MODEL OUTPUT.
RÜCKKOPPLUNG MIT SATELLITEN -
METEOROLOGIE UNO MOS
Z.RMP: RESPONSE MODEL PR06RAM,
FRÜHZEITIGES ERKENNEN VON
FEHLENTWICKLUNGEN DES VORHER-
SAGEMOOELLS
3.MMP: MESOSCALE MODEL PROGRAM
KLEINMASCHIGES MODELL FÜR DEN
ALPENRAUM AUFGRUND DER ER­
GEBNISSE VON ALPEX UNO MOS
OBJEKTIVIERUNG DER PROGNOSE
DURCH KOMBINATION KLIMATOLOGISCH­
ER DATEN MIT MODEL OUTPUT
). PERFECT PROG METHOD,
ERARBEITUNG VON STATISTIKEN
METEOROLOGISCHER PARAMETER
2.CM0S , COMBINATION OF MODEL
OUTPUT AND STATISTICS.
MULTIPLE KORRELATION DER
STATISTIKEN MIT PROGNOSTIZIERTEN
GITTERPUNKTEN IN ABHÄNGIGkEiT
VON MMP
ERARBEITUNG OES ZUSAMMENHANGES
-WETTERGESCHEHEN U. KRANKHEITEN-
) STATISTICAL STUDIES
RETROSPECTIVE DATENGEWINNUNG
AUF GRUND MULTIPLER KORRELA­
TIONEN'
2. CÖMPÄRATIVE STUOIES
AKTUELL DURCHGEFÜHRTE VERAR­
BEITUNG DER MITTELS FRAGEBÖGEN
ERSTELLTEN OATEN
3. RESEARCH STUDIES
ENTWICKLUNG UND AUSWERTUNG
NEUER ARBEITSMETHODEN
ZIELSETZUNG ;
BIOPRÖGNOSEN
h. Vertikalbewegungen.
c. Thermische und dynamische Stabilitäten.
d. Frontenlokatoren; sie beruhen auf den
von der Synoptik aufgestellten Frontenkriterien
und erlauben Zonen herauszuarbeiten,
in denen Fronten auftreten können.
Das Verfahren stellt eihe Weiterentwicklung
von Renard (1965) dar.
Weite-rs besteht die Möglichkeit,
näherungsweise Träjektorien zu berechnen,
deren Ausgangspunkts beliebig gewählt
werden können. Der jeweilige Krümmungsradius
ist aus der geostrophischen Krüm^
mungsvorticity zu bestimmen.
Im Zuge der ECD werden die mathematisch
formulierten Ergebnisse von MOS
und der Satellitenmeteorologie miteinander
verbunden und damit Versucht, die
Phänomene zu erfassen, die man im langläufigen
Sinne unter "Wetter" versteht.
6.2 RMP Response Model Program
Hier ist geplant^ durch Kenntnis der
Modellphysik und der numerischen Rechenalgorithmen
Kriterien aufzustellen, die
laufend die Zuverlässigkeit der Modellberechnung
prüfen.
6.3 MMP Mesoscale Model Program
Entwicklung eines feinmaschigen auf
den Aipenraum begrenzten Vorhersagemodells.
Dieses erhält den großräumigen Informatik
onsgehalt aus einem grobmschigen Mutternetz,
führt aber aufgrund der Feinmaschigkeit,
der modelleigenen Parameterisierung
der atmosphärischen Grundschicht und der
Berücksichtigung der Orographie ein vom
Mutterneth weitgehend unabhängiges Eigenleben.
Als Grundlagen hierfür sollen die
Ergebnisse von ALPEX dienen. Die Verbindung
der Projekte ANWP und MOS ist in
Figur 2 zu sehen.
7. REFERENZEN
Altherr J. u.a.: Etüde d'une Methode
d'Analyse Discriminante Appliquee a la
Figur 2. Forschungsprogramme der Zentralanstalt
für Meteorologie und Geodynamik
Prevision des Preeipitations.
Arbeitsbericht d.Schw.MZA No. 44, 1974
Altherr J. u.a.: Prevision Objective des
Preeipitations Basee sur une Methode
d'Analyse Discrimante.
Arbeitsbericht d.tSchW^MZA No. 51, 1975
Glahn, H.R.: Progress in the Automation
of Public Weather Forecasts.
Month.Weather Rev. 104, 1976, 1505
Glahn, H.R. und Lowry, D.A.: The Use of
MOS in Objective Weather Forecasting.
J.App.Met. 11, 1972, 1203
Klein, W.H.: The AFÖS Program and Future
Forecast Applications.
Month.Weather Rev. 104, 1976, 1494
Linder, A.: Statistische Methoden. 1964
Machalek, A.: Die Differenzenmethode - ein
Weg zur objektiven Vorhersage der Temperatur,.
Arch.Met.Geoph.Bioki.A 26,1977
Machalek, A. und Koch, W.: Anwendung der
Fickerregeln im Flachland.
Met.Rdsch. 30, 1977, 161
Ragette, G.: Vorläufiger Entwurf einer
Windprognose. 1978 (nicht publiziert)
Renard, R.J. und Clark, L.C.: Experiments
in Numerical Adjective Frontal Analysis.
Month.Weather Rev. 93, 1965, 547
Schüepp, M.: Zur Gegenwart und Zukunft der
Alpinen Meteorologie.
Arb.d.Zentralanstait f.Met.u.Geoph,
H. 31, 1978

-57-
551.510.42(234.3)
LUFTREINHALTUNG IMALPENRAUM
Oipl.-Met. Hans Schwegier,Ltd.Reg.Oirektor
Bayerisches Landesamt f Ur Umweltschutz
München,. Bayern, Oeutschland
Abstract Meteoroiogy is one df the most important determinants in
the area of airpollution; for that reason there are partly different
conditions pf immission of pollutants in the region of the alps
against those in the plane surface.
Zusammenfassung Oa die Meteorologie einer der wichtigsten Faktoren
im Bereich der Luftverunreinigung darstellt, gibt es im Alpenraum
teilweise,andere immissionsverhältnisse'von Schadstoffen als im
Flachland.
1. EINLEITUNG
Oa dieLuftströmungenan politischen Grenzen nicht anhalten und
wegen der weltweiten Verbreitung von Umweltschadstoffen, die in die
Atemluft gebracht werden, muB die wissenschaftliche Arbeit aufdem
Gebiet der Luftreinhaltungüber nationale und fachliche Grenzen
hinausgreifen.
Oie Bedeutung der Alpen als zentraler Erhplungsraum Europas liegt: in
seinervielfältigen landschaftlichen Gliederung. Mese erzeugt komplizierte,
kleinräumige meteorologische Bedingungen,die sich.wesentlich
auf die Luftverunreinigung auswirken.
Luftverunreinigungen sind die Folge vonnatürlichen oder änthropogehen
Emissionen. Linter den natürlichen Verunreinigungen der Luft versteht
-manz.B^ Vulkanstaub, Waldbrandasche oder WÜstenstaub usw.
Oie im Folgenden, behandelten Luftverunreinigungen sind, die Folge
menschlicher Aktivitäten, wiez.B^Verbrennungsvorgänge' fossiler
Brennstoffe, gewerbliche und industrielleTätigkeiten in Verbindung
mit Emissionen^ Oie dabei emittierten Stoffe lnForm von Gasen,
Flüssigkeiten und Staub werden durch die Transmission in der Atmosphäre
verdünnt, umgewandelt oder ausgeschieden,um dann als Immission
in der Biosphäre auf Mensch, Tier, Pflanze und Gegenstände einzuwirken,
Tabelle 1. Vorgänge der Transmission, in der Atmosphäre.
1. VerdUnnung..vonSchadstof,fkpnzentrationen durch Vermischung
mit Luft (dreidimensional)
2. Umwandlungsprozesse von Schadstoffen in der Luft
,2.1. physikalische Prozesse (Kondensation,Koagulation)
2.2. chemische Prozesse ( Oxidation: z.B.SO^, S0-,S9urebildg.)
2^3. photochemische Prozesse ( Einwirkung der UV-Strahlung
auf chemische Prozesse)
3. Ausscheidungsprozesse
3.1. Ausregnen (rainout),(Schadstoffe sindan der Bildung der
Regentropfen beteiligt)
3.2. Auswaschen (washout),(Substanzen werden von fallenden Re^
gentropfen'abst)rbiert,wie z.B.SO.,HCl,.HF )
3.3. Trockenausfällung (fallout), (Agglomeration)
3^4.Ausscheidung durch Aufprall oder Aufnahme von Schadstoffen
bei Hindernissen oderdem Erdboden ( Berge,HUgel,Bäume usw)
Oie Wirkungen solcher Luftverunreinigungen sindzum größten Teil bei
Pflanzen und Gegenständen bekannt. Bei Tieren werden durch Versuche
mehr und mehr Wirkungsmechanismen erforscht,während die Wirkung auf
die menschliche Gesundheit noch weitgehend - mit Ausnahme der Toxikologie
- unbekannt ist.Es fehlen vor allem die Kenntnisse der Einwirkungen
von Schadstoftgemischen auf den Menschen. Verschiedene Gemische
von Luftverunreinigungen haben sicher eine synergistische Wirkung.
Oie bisher bekannt gewordenen Smog-Katastrophen haben gezeigt, daB
beim Zusammentreffen mehrerer ungunstiger Umstände, - wie z.B. groBe
Emissionsmengen in Verbindung mit langanhaltendem austauschärmem
Wetter,^ Menschen nicht nur krank werden, sondern auch sterben kennen.
Oie Konzentration von Schadstoffen in der Atemluft, eines Gebietes
hängt von der Menge der dort emittierten Stoffe unddem Zustand, insr
besonderedemStabilltätsgrad der untersten Luftschichten ab.
2.EMISSIONEN
Oie durch menschliche Aktivität erzeugten Luftverunreinigungen werden
als-Aerosoleünd Gase bezeichnet. Im Wesentlichen handelt es sichum
die. in Tabelle 2 angegebenen Stoffe.
Tabelle 2. Anthropogene Schadstoffe in der Atmosphäre
1. Aerosole
1.1, Feste .Schwebstoffe
z.B. Anorganische Stäube(Flugasche,Zementstaub,Blelverbinduhgen),
Organische Stäube (Asphalt- und Reifenabrieb,
Kohlenwasserstoffe), Radioaktive Schwebstoffe
1.2. Flüssige Schwebstoffe
z.B. '6'lnebel,schweflige Säure (bei Smoglagen)
,2. Gase
2.1. Anorganische Verbindungen
z.B^ Schwefelverbindungen (SO^,SO. HS: )
Stickstoffverbihdungen (NO , ,

-58-
3.1. Windsysteme
In der Ebene nimmt im Aligemeinen der Wind von der Meeresküste in den
Kontinent hinein,- in Mitteleuropa also von Mord nach Süd,- ab , während
er mit der Hohe meist zunimmt., Im Aipenraum treten dagegen Oberwiegend
spezifische,lokale Windsysteme. auf., die von der Orographie beeinfluBt
werden und von Tal zu Tal oft große Unterschiede aufweisen.
Im Wesentlichen handelt es sich dabeium eine Wechselwirkung zwischen
dem Gradient- unddem Tälwindsystem. Oabei tretenhäufig interne Grenzschichten
zwischen der Ober- und der TalstrOmung auf. Mese spezifischen
Zirkulationssysteme hängenvdn der Talform ab,- wie z.B. Talbreite,
- richtung, Steigung des Tales, geöffnetes oder geschlossenes
Tal usw. -, sowie von der Beschaffenheit der Hange,- wie z.B. Neigung,
Bewuchs,HOhe,- der Sonneneinstrahlung unddem Gradienstwindsystem.
Oie Orographie spielt hier die Hauptrolle, weil z.b^ Seitentäler,Felswände,
Schluchten, unterschiedliche Talbreiten,- die zu OOsenwirküngen
fOhren,- verschiedener Bodenbewuchs und damit unterschiedliche Reibungsverhältnisse
zu weiteren Modifikationen solcher Windsysteme beitragen.
3.2. Stabilität der Atmosphäre
FQr die Konzentration von Schadstoffen in der Luft ist neben der Luftbewegung
die Stabilität der untersten Atmosphäre entscheidend. Alle
bekannten Smogkatastrophen hatten neben starken: Emissionen langdauernde
Inversionslagen zur Voraussetzung.
Tabelle 5.
Bisher bekannt gewordene Smogkatastrophen
1948 26.11.- '..12. London
1952 05.-09. 12. London
1953 15.-24. 11.New York
Jahr Oatum Ort Jahr Oatum Ort
1873- 09.-11. London-
03.-06.01.
1880 26.-29. London
02.-05.12.
1892 28.-30. London
1930 01.-05. Maas-Tal
1948 26.-30. Oohora,USA
1956
1957
1958
1959
1962
1963
1963
1966
26.-31.01.
05.-10.12.
CM2.01.
9.1.-10.2.
23.-25.11.
London
London
New York
London
London
London
New York
New York
Seitdem diese Tatsache bekannt wurde, sind eine große Zahl von Auswertungen
Ober Inversipnsiageh In den verschiedenen Ländern,- hauptsächlichfür
Ballungs- und Industriegebiete,- erstellt worden. Im
Allgemeinen nimmt in Mitteleuropa die jährliche Zahl der täglichen Inr
versionen von Nord nach Sod, meist als Folge der abnehmenden Windstärke
zu. Leider gibt es im Alpenraum nur sehr wenige- Statistiken.
Ober die Inversionshäufigkeit und -dauer,. vor allem in den Talzonen.
Es werden zwar an verschiedenen Orten Messungen,- teils ah den-Hängen
des Tales, teils mit Radiosonden oder mit Hilfe von BergbahhgondelndurchgefUhrt,
aber ausgewertete MeBreihen sind äußerst selten. Außerdem
leiden die wenigen vorhandenen Auswertungen, wiez^.B. von Reiter
(1973) oder von Vergeiner u.a. (1978) oft darunter,däB nur die Tagesmitteiwerte
als Temperaturdifferenzen zwischen 2 verschiedenen Hohen
- meist Tal und Serggipfel - herangezogen werden und nicht die zur
gleichen Zeit abgelesenen oder registrierten Momentanwerte. Oadurch
verwischen sich oft die: zeitlichen Änderungen und die Höhenlagen der
Inversionen. Als Resume'kannmanfür die Alpentäler,- im Gegensatz zur
Ebene,- sagen, daB sich die Inversionslagen im Winter nicht nurhäufen:,
sondern auch länger andauern. Our.ch die Schneebedeckuhg der Hänge ist
die Sonneneinstrahlung im Allgemeinen nicht mehr in der Lage, das Berg-
Talwindsystem soweit in Gang zu setzen, da8 vorhandene Inversionen aufgelöst
werden. Es Ist daher die mittlere Oauer von winterlichen Inversionslagen
in Alpentälem gegenüber derjenigen im Flachland Oberdurchschnittlich
erhöht. So wurde z.B. von Vergeiner u.a. (1978) in Innsbruck
als längste Inversionsperiode eine Oauer von 29 Tagen (8.Nov.r
6.0ez.1953) festgestellt. In 30 Winterhalbjahren (1947/48 - 1976/7?)
traten 112 Fälle auf, bei denen die Inversionsdauer in Innsbruck
länger als 5 Tage war. ImSommer dagegen ist das Berg-Talwindsystem
in der Lage, fast jede nächtliche Strahlungslhversion inTälern zu-
' mindest tagsüber aufzulösen.
3-3. Auswirkung auf die Schadstoffkonzentration
Oie Iiiimissionskonzentratlonen imSommer und bei starken FOhnlagen auch
im Winter sind in Aipentälerh etwasgünstiger als in den Ballungs- und
Industriegebieten der Ebene. Während im Winter bei langdauernden Inversionen:
und bei entsprechend groBen Emissionsmengen die Gefahr hoher und
gefährlicher Schadstoffkonzentrationen inTälern eher als im Flachland
besteht.
Eine weitere Variation im Bereich der alpinen Landschaft stellen Hangund
Gipfellagen in meteorologischer Hinsicht dar. Hier ergeben sich
teilweise groBe klimatologische Unterschiede zu den Tallagen. Oer
entscheidende Faktor bei der Beurteilung einer möglichen Schädstoffbelastung
derartiger Orte ist die Luftbewegung unter Beachtung der
reiativen Lage der Emissionsqüellen. Sö ist z.B. in Innsbruck der nördlicheHang
stärker mit Schadstoffen beaufschlägt als dersüdlich gelegene,-
nach Vergeiner u.a.(l978).Mese Tatsache hängt sicher mit der
amhäufigsten auftretenden Windrichtung zusammen. Aiierdings wird in
Tälern mit parallel verlaufenden Hängen, in denen das Windsystem meist
nur Winde in Talrichtung gestattet, beobachtet,ca3 die maximale Konzentration
von Schadstoffen im Wesentlichen in der Talmitte Ober oder in
der Nähe von Emissionsquellen auftritt.Oafür spricht auch die bessere
OurchlüftungsmOgllchkeit der Hang- und Gipfellagen.
Zusammenfassend wird testgestellt,daB in Alpentälern bei entsprechend
hohen Emissionsraten durch meteorologisch unterschiedliche Bedingungen
die Möglichkeit von extrem hohen Luftverunreinigungskonzehträtionen
besteht.
4. MASSNAHMEN
Bei Planungen Ober die Ansiediung oder Änderung von schadstoffemittierenden
AnlagenmuB diese Tatsache berücksichtigt werden.. Es müssen bei
allen derartigen Betrieben,- aber auch bei der Ausdehnung und Verdichtung
von Siedlungs- und Ballungräumen,- Maßnahmen zur Verminderung der
Schadstoffemission instärkeremMaBe als in der Ebene getroffen werden.
Bei nicht vefmeidbären Emissionen im Aipenraum ist vor allem die Standortfrage
einer emittierenden Anlage von entscheidender Bedeutung, da
auBer der längeren Inversionsdauer auch dasÖrtliche. Windsystem zu
Überhöhten Immissibhskohzehtrationeh,- z.B. an den benachbarten
Hängen,- fuhren kann.
MöglicheMaBnahmen sind in- den Tabellen 6 und 7 dargesteiit.
Tabelle 6. TechnischeMaBnahmen zur Reinhaltung der Luft
1.MaBnahmen im Betrieb:
1.1.Änderung des Produktionsprozesses
1.1.1. Änderung im Prozessablauf
1.1.2.Änderung in der Betriebsweise
1.1.3.Umbau und Konstruktionsänderung der Apparatur
1.2. ReinigungsmaBnahmen bei den Prozessabgasen
1.2.1. Physikalische Verfahren: z.B. Entstaubung bei
festen Partikeln, Ab- bzw. Adsorption oder Kondensation
bei flüssigen oder gasformigen Stoffen
1.2.2. Chemische Verfahren: z.B. chemische Reaktion wie
Oxydation
2^ Änderung der Einsatzstoffe:
2.1. Einsatz schadstoffarmer Produkte
2^1.1. natürliche schadstoffarme Produkte
2.1.2. Umwandlung von schadstoffreichen in schadstoffarme
Produkte (Marktsteuerung)
3. Schornsteinhohen:
SchcrnsteinhOhenberechnung z.B. nach der VOI-Richtlinie.2289
(alt), 3781 (neu) oder nach der Technischen Anleitung zur
Reinhaltung der Luft (TALuft) mit Hilfe der GrOBen:
u^ - mittlere Windgeschwindigkeit
d - Kamindurchmesser
t = Abgästemperatur (Mündung)
R, = Abgasvolumen
Q - Schadstoffmenge
s = Konzentrationsdifferenz zwischen genehmigter Schadstoffmenge
und Vorbelastung
h = SchornsteinbauhOhe

-59-
tabelie 7. Abgasreinigungsverfahren
1. Physikalische Verfahren:
1.1. Feste Partikel
1.1.1. Partikel) 20^ (Grobstaub)
Fliehkraftabscheider
Zyklone
Multizyklone
Orucksprungabscheider
1.1.2. Partikel

-60-
551.510.42:551.584.2(455)
UNA RETE MICROMETEOROLOGICA PER LO STUDIO DEL TRASPORTO E DELLA DIFFÜSIONE DI INQUINANTI IN DUE VALLATE
APPENNINICHE
Marcello Pagliari
ENEL - C entro Ricerca Termica e Nucleare
Milano, Italia
Abstract Geothermal steam aiways come together
with gäsea, such radon and HgS, different in conwposition
and quantity from well to well. In the
Lardarello basin, the most ancient and developped
italian geothermal area., ä meteorological network
is now set up, in order to study diffusiön and trän
sport of incondensible gases. This paper describes
this network and correlations between different me
teorologicäl parameters and different sites are I i
sted.
Sir.
Riassunto 11 vapore geotermico contiene sempre
gas, quali radon ed H^S, di composizione ed in quam
titä diverse da pozzo a pozzo. Neil'area geptermica
italiana piu äntica e sviiuppata, i l bacino
di Larderello, e stata installata una rete meteorologica
destinata a studiare la diffüsione ed i l
trasporto dei gas incondensabili. 11 presente Iavoro
descrive detta rete ed elenca Ie correlazioni
che verränno cercate tra i diversi parametri me
teorologici ed i diversi eiti.
Ii
.11 MW
OE
^4 ^
M 3
11 vapore endogeno utilizzatö per la produzio*
ne di energia elettrica e sempre accompagnato da
gas incondensabili, in misura e di composizione di
versa da un giacimento all'altro, tra i quali com
paioni radön e acido solfidrico.
yM& ' e,y u . v ir
Nel quadro di un programma congiunto di ricer
che sullo sfruttamento dell'energia endogena svqlto
dalla ERDA e dall'ENEL, e stato impostato uno
studio sul trasporto e la dispersione dei gas incondensabili
nei bacini geotermici di Larderello e
Castelnuovo Val di Cecina.
I due bacini occupano parte delle valli dei
torrenti Possera e Pavone, entrambi effluenti del
fiume Cecina, nella zona delle Colline Metallifere
(fig. 1). Nonostante la relativa vicinanza del mare,
distante in linea d'aria meno di 30 km, e la
modesta aititudine del rilievo, che culmina col M.
Le Cornate a 1059 msm, la forma del paesaggio e
particolarmente tormentata, con numerosi solchi
vallivi profondamente incisi; lo dimostra la stra
da tra Massa Marittima e Volterra, distanti in linea
d'aria solo 38 km, che e lunga invece piu di
65 km, con pendenze che raggiungono in alcuni pun
t i i l 12%.
Dove i l suolo e meno accliye si ha una mode-.
sta attivitä agricola; i l resto e coperto da ceduo
di latifoglie in basso e da boschi aperti dl casta
gno e di piho montäno alle quote superiori.
Nel
tratto che ci interessa le due valli cor
MS
0
."Iff
Figura 1. Zona dello studio
rono pressoche parallele, con andamento S-N, sepa
rate da una cresta che raggiunge la sua aititudine
massima aRggioCasa La Serra (692 m) tra due selle,la
prima a S ih corrispondenza della strada Castelnuo
vo-Larderello (580 m) e la seconda, piu a N, sopra
i l paese di S. Dalmazio (290 m). La fig. 2 mostra

im profilo longitudinale delle due valli e della
cresta ehe le separa.
@
nelle due valli, ma in corrispondenza delle seile
che le congiungono. Queste postazioni devono
rilevare: parametri del vento nelle due valli,
mettere in evidenza gli eventuali scambi d'aria
tra esse ed infine fomire la temperatura alla
loro quota;
— düe stazioni termoigrometriche, una per ciascuna
delle due valli, in posizione altimetrica tale
da completare la descrizione della distribuzione
verticale della temperatura.
Con la disposizione appena descritta, le cinque
stazioni danno in ciascuna valle la temperatura
a tre qüöte diverse, la direzione e la velocita
del vento lungo la valle e nei passi. I dati igrometrici
saranno utilizzati per ricavare, in assenza
di precipitazioni, un parametro quasi conservativo
dell'aria. Come informazioni complementari,
presso la stazione principale di Poggio Casa La
Serra vengono registrate anche pressione atmpsferi
ea, precipitazioni e radiazione totale.
Nella fig. 3 si puö vedere la posizione scelta
per le cinque stazioni, le cüi caratteristiche
sono riportate nella tab. 1.
'.v-AS'^
*i o o
a
Figura 2. Profilo longitudinale delle valli
o
o
Mintera ricerca prevede, insieme alla determinazione
dei parametri meteorologici, anche lä mi
sura della ooncentrazione dei gas incondensabili
in aria e la formulazione di un modello in grado
dl dare ragione delle concentrazioni riscohtrate,
in base alle condizioni meteoroiogiche ed ai dati
di sorgente.
La durata prevista per I 'intero programma e
di qualche anno, troppo breve perche si possa isti
tuire uno studio di tipo climatologico. Non rimahe
quindi che affrontare i l probiema da un punto di
yista dihamico cercändo di descrivere i l moto dell'aria
e la distribuzione di temperatura nelle due
valli nelle varie situazioni sinottiche, e di rica
vame le possibili correlazioni.
Si e ritenuto possibile ottenere tutte le informazioni
necessarie con i l minimo di postazioni,
prevedendo di distribuire nelle due vallate cinque
stazioni, disposte come segue:
- una stazione completa (anemometrica e termo-igro
metrica), sul punto piü alto della dorsale con
lo scopo di permettere la correlazione con la si
tuazione meteorologica generale, e misurare vento
e temperatura sopra le due valli{
- due stazioni anemometriche e termoigrometriche
&4
!"7
Figura 3. Posizione delle stazioni di rilevamento

-62-
tab. 1
Localitä SJ"R^3 sbioazione da^ijcllevgti
Poggio Caaa
La Serra
Pian della
Colombaia
Stabilimento
Casale
692 m
58O m
405 m
46O m
Pieve
S. Dalmazio 300 m
a) oresta
b) Valle Poaserä
c) Valle Pavone
1) vento
2) precipitazioni
3) temperatura
4) umidita
5) pressione
6) radiazione solare
b
b
c
1.2,3,4,5,6
1,3,4
3,4
3.4
1.3,4
Per quanto riguarda l'acquisizione dei dati,
la mancanza di personale idoneo alla lettura dei
diagrammi ha subito fatto scartare la registrazione
su carta e successiva trascrizione manuale su
matrici di caricamento. La scelta e rimasta cosi
limitata a due sole alternative: la registrazione
digitale locaie su cassetta magnetica, e la tra —
smissione via radio ad un posto centrale con acqui
sizione su data-logger, in quanto la mancanza di
linee telefoniche non permette di prendere in considerazione
una trasmissione sii filo.
La acquisizione centralizzata, di contro ad
un maggior oosto, presentä i due vantaggi di consentire
la disponibilitä dei dati in tempo reale e
di avere una uscita IBM compatibile. Tuttavia la
prima di queste due qualitä non e utilizzatä nel
caso particolare, in quanto non e previsto che la
rete abbia compiti operativ! che possano interessa
re l'esercizio degli impianti; d'altra parte i l no
strp Ente dispone giä. della apparecchiatura e dei
programmi necessari per trasferire su un nastro
storico IBM compatibile le informazioni contenute
nelle cassette. Pertanto e stata preferita questa
ultima soluzione, in vista del suo costo molto minore.
L'elettronica e contenuta in una cabina prefabbricata
in vetro resina di 2.6 x 1.7 m.
Anche se, come si e giä detto, la durata del
programma non consente studi dl tipo ciimatoiogica
nella elaborazione dei dati non si e voluto rinun—
ciare alla elaborazione delle statistiche cohsüete
delle variabili meteorologiche per ciascuna stagio
ne ed ora sinottica principale.
Allo stesso modo verranno stabilite le statistiche
delle ore di inizio e fine delle inversioni
termiche nelle due valli.
Dal punto di vista dinamico, verranno invece
istituite le seguenti correlazioni tra parametri:
1) gradienti termici nelle due valli, per mettere
in luce eventuali differenze di comportamento;
2) gradienti termici ed i l vento a Caaa La Serra;
3) gradienti termici e la radiazione totale a Caaa
La Serra.
Queste due correlazioni hanno lo scopo di col
legare la stabilitä termica nelle due vallate con
la situazione generale, e tentare una stima della
altezza dello strato di rimeacolamento;
4) vento helle valli e vento a Casa La Serra;
5) vento nelle valli e radiazione totale a Casa La
Serra;
Ciö allo soopo di mettere in luce 1'effetto
della circolazione generale e di quella locaie sul
moto dell'aria nelle due valli;
6) vento e gradiente termico verticale in oiascuna
valle;
7) gradiente termico verticale e derivate tempoi-arali
della temperatura e della umiditä specifica;
Queste sue ultima correlazioni tendono a dare
informazioni dirette sui movimenti dell'aria in
ciascuna valle e sulle sue trasformazioni.
Le oorrelazioni appena elencate sono quelle
che, ad un esame preliminare, ei sono sembrate le
piu adatte sia a descrivere qualitativamente i fenomeni
che si vogliono studiare che a fornire i da
t i di imput necessari per i l modello numerico che
si intende istituire.
Anaiizzando piü in particolare le correlazioni
previste, possono essere fatte le seguenti considerazioni
:
1) Le valli della Possera e del Pavone si presentä
no morfologicamente molto diverse. Infatti la
prima e molto piü ripidä, aperta e con andamento
quasi rettilineo, tranne che in prossimitä
del suo sbocco nel Cecina. I siioi fianohi si
presentano anche piuttosto aridi. AI contrario,
la Valle del Pavone e piü lunga e tortuosa, con
una pendenza piü uniforme, ed e sbarrata da una
vera e propria gola prima della confluenza col
Cecina. 11 fondovälle ed i fiänchi presentano u
na vegetazione molto piü ricca. Si puö ipotizza
re, perciö, che 1'irraggiamento solare dia luogo
a distribuzloni di temperatura diverse nelle
due valli.
2.) A sua volta, lg diversitä nella distribuzione
di temperatura sarä causa di regimi di brezza
diversi sia come intensitä ohe come distribuzio
ne temporale, con la possibilitä di scambi d'aria
non trascurabili attraverso le seile che com
giungono le due valli; ciö, finche la situazione
sinottica non sia tale da dar luogo ad una
circolazione generale tale da cancellare ogni ef
fetto della circolazione locaie. Anche in quest'ultimo
caso, tuttavia, e possibile che le sei
le siano sede di venti nötevoli, perche le condizioni
di tempo perturbato nella zona si hanno
soprattutto al passaggio di perturbazioni atlan
tiche o sono legate a depressioni del golfo dl
Cenova, perciö con una forte componente da Wnel
vento geostrofico.
3) Tra gli elementi di base di un modello di trasporto
e di diffüsione nelle due valli avremo
oertamente le relazioni che legano, in ciascuna

-63-
di esse, gli eventi dinämici alle variazioni
termiche. Inoltre, e opportuno verifioare un e
ventuale legame tra i gradienti termici ed i l
valore della derivata temporale della temperatura
alle varie stazioni; legame che, se dimostrato,
permetterebbe una notevole semplificazione
negli studi successivi.
Naturalmente, disponendo di un nastro storico
sarä sempre possibile aggiungere quelle altre e_
laborazioni che lo svolgimento dello studio po
trebbe auggerire come utili ai fini della conorscenza
del comportamento dell'atmosfera nelle
due valli in esame.
Ci auguriamo che, in occasione del prossimo
Congresso di Meteoroiogia Alpina, ci sia possibile
presentare almeno i primi risultati dello
studio che abbiamo appena intrapreso.
Ringraz iament i
E' un gradito dovere ringraziare i l dott. Fer
rara, direttore del Laboratorio Ricerca Geotermiea
di Castelnuovo Val di Cecina per la sua preziosa
collaborazione nonche i l Servizio Geominerario dejL
1'ENEL di Firenze, ed in particolare 1'ing. Allegri
ni, cui si devono l'acquisto e la installazione
delle stazioni di rilevamehto.

-64-
551.510.42:551.511.6:551.524.77
ZUR THEORIE BER AUSBREITUNG VON SCHABGASEN
BEI NIEBRIGEN INVERSIONEN
Heinz Reuter
Institut für
Meteoroiogie und Geophysik
Universität Wien
Wien, Österreich
Abstract A theory is deveioped which leads
to a reduction of the diffusiön parameters,
when mixing heights are included in dispersion
calculations, and consequently to a
narrowing of Stack plumes, the degree of
which is dependant on the height of the
mixing layer. Immissionfields extend
farther downwind fröm the source,.
Zusammenfassung Es wird eine Theorie entwickelt,
bei der die Berücksichtigung
einer Mischungsschichthöhe beim Ausbreitungsprozeß
zu einer Reduzierung der Streuungsparameter
führt, so daß die Rauchfahne
eine, von der Höhe der Mischungsschicht
abhängige, Bündelung erfährt. Gleichzeitig
wird der Schwerpunkt der Immissionskonzentration
in Richtung der Translatiönsachse
nach außen verlagert.
Bie Ausbreitung von Luftverunreinigungen
in der Atmosphäre unterliegt den Gesetzmäßigkeiten
der turbulenten Biffusioh und
wird durch entsprechende mathematischphysikalische
Modellgleichungen erfaßt.
Ba die Beschreibung des turbulenten Strömungszustandes
nur mit Hilfe gewisser
semi-empirischer Ansätze gelingt (z.B.
Mischungswegkonzept oder Korrelationsfunktionen)
tauchen auch bei den zur Berechnung
von Immissionskönzentrationen aufgrund
gegebener Emissionsverhältnisse
herangezogenen Lösungen der Modellgleichungen
empirische Parameter auf. In der
weitaus am häufigsten verwendeten sogenannten
Gauß-Modell-Lösung der Biffusionsgleichung
sind diese Parameter die Strcuungsmasse
o^, und , wobei unter der
Annahme, daß die Translationsrichtung der
Gruhdströmung in die x-Achse orientiert
ist, nicht berücksichtigt, d.h. die
Biffusion in der Translationsrichtung vernachlässigt
wird. Im einfachsten in der
Praxis verwendeten Modell wird die Ausbreitung
im Halbraum nach oben ungehindert
betrachtet, mithin nur die Erdoberfläche
als untere Berandung berücksichtigt. Babel
wird mangels genauerer Kenntnisse über
eventuelle Absorption von Beimengungen an
der Erdoberfläche eine vollständige Reflexion
angesetzt. Bekanntlich kann aber die
Ausbreitung auch nach oben eine Beeinträchrtigung
dadurch erfahren, daß sich entsprechend
einer besonderen vertikalen Struktur
der Atmosphäre eine Mischungsschichthöhe
angeben läßt, die als eine Art Sperrschicht
für die Ausbreitung in der Vertikalen angesehen
werden kann. Ebenso kann auch die
horizontale Ausbreitung durch feste Hindernisse
hervorgerufen durch Verbauung oder
Orographie behindert sein. Die bisherigen
Ansätze zur Berücksichtigung der Mischuhgshöhe
beim Ausbreitungsprozeß suchen eine
Lösung der Diffusionsgleichung in welcher
neben der Spiegelung an der Erdoberfläche
auch einer solchen an der vorgegebenen Mischungshöho
Rechnung getragen wird. Biesen
Modellen liegt dann die Annähme zugrunde,
daß die turbulente Biffuslon in der gegenüber
der ungehinderten Ausbreitung eingeengten
Schicht nicht direkt beeinflußt
wird, sondern nur die durch die Randbedingungen
formulierten Effekte zusätzlich
wirksam sind. Bies dürfte allerdings dem
physikalischen Prozeß der turbulenten Ausbreitung
nur dann gerecht werden, wenn die
Größenordnung des "Mischungsweges" klein
ist gegenüber der Höhe der Mischüngsschicht.
Gerade bei den derzeit in Gebrauch stehenden
Modellen wird aber (in Übereinstimmung
mit Beobachtungen) eine von der Diffusionszeit
(oder der Entfernung vom Emittenten)
abhängige Zunahme der Streuungsparameter
und damit der Mischungsweglänge
postuliert. Baher kann diese nach relativ
kurzer Zeit bereits in die Größenordnung

-65-
der Mischungsschichthöhe gelangen. Es erhebt
sich daher die Frage, ob nicht durch
einen entsprechenden Ansatz dieser "Verkürzung"
der Mischungsweglänge durch die
Ausbreitungsschicht selbst Rechnung getragen
werden kann.
Um diesen Vorgang mathematisch zu formulieren,
führen wir einen Streuungsvektor
mit den Komponenten tr^, und ein.
Der Betrag dieses Vektors der bei Vernachlässigung
Von 1 = /oy + geschrieben
werden kann, ist sicherlich eng
mit dem Betrag der Mischungsweglänge korreliert.
Wird daher die Mischungsweglänge
durch äußere Einwirkungen verkürzt, muß
eine analoge Verkürzung der hier definierten
Größe 1 die Folge sein. Wir wollen für
unsere folgende Theorie allerdings noch
eine Zusätzannahme treffen, nämlich, daß
das Verhältnis Cg^ny unabhängig von der
Mischungsschichthöhe konstant bleibt.
wobei für die Ausbreitungsklassen (3 bis
7) folgende Zahlenwerte für die Konstanten
angenommen werden (die stark labilen
Ausbreitungsklassen 1 und 2 kommen im gegenständlichen
Fall nicht in Frage):
Klasse
B
3 Instabil 0,8335 0,8891 1,105 0,8684
4 Neutral 0,9000 0,7615 1,067 0,8353
5 Leicht-Stabil 0,6404 0,6989 0,943 0,7959
6 Mäßig-Stabil 0,7365 0,5663 0,504 0,7993
7 Stark-Stabil 0,3162 0,5000 0,458 0,7280
Man kann nun zeigen (die genaue Ableitung
der Formeln wird an anderer Stelle veröffentlicht
werden), daß folgende Beziehungen
bestehen^
Ist d die Dicke der Mischungsschicht, so
wird der Betrag des Streuungsvektors 1 zu
1' verkürzt und zwar nach folgenden Formeln:
a) für 1 < d; 1' = ld-33)
Abb. 1 d - "
d, bzw. o.' für d = 500 m
d = 200 m
als Funktion
b) für 1 > d; 1' = d(^ + 1 In ^)
Werden mit o' ünd o? die verkürzten Streuy
3
ungsparameter bezeichnet, so soll
°y=0z = Oy: sz gelten, was 1' 2=3^2+^2 =
den Fall a)
'2 = „2
) ergibt. Dies bedeutet für
/°y + "z' 2
und für den Fall b) /2 . 2
^y + "z 2'
4d
4 + -z
Im folgenden werden für die Abhängigkeit
der Streuungsparameter
(2)
von der Diffusionszeit
folgende Ansätze zugrundegelegt
(REUTER 1972):
0-3 = A?" und Br' (3)
Wird weiters d = 200 m und d = 500 m gesetzt,
so ergibt sich eine Änderung des
Streuungsparameters Cg nach (1) bzw. (2),
wie sie in der Abb. 1 dargestellt ist.
Wie nach den obigen Ausführungen zu erwarten
war, zeigt sich bei geringen Diffüsionszeiten
und dementsprechend geringer
Größe des Streuungsparameters keine merkliche
Änderung gegenüber der Ausbreitung
im nach oben unbegrenzten Halbraum. Mit
zunehmender Größe werden aber die Streuungsparameter
durch die Begrenzung nach
oben wesentlich reduziert. Dies ruft einen
Effekt hervor, der auch so beschrieben
werden kann, daß die Mischungsschicht
eine Wirkung auf den Ausbreitungsvorgang
ausübt, der einem raschen Obergang von
einer niedrigeren zu einer höheren Ausbreitungsklasse
bei ungehinderter Ausbreitung
entsprechen würde.

-66-
cher Berücksichtigung der Reduzierung
von Cg nach (1) und (2) .
Fall d): Wie Fall b) jedoch mit zusätzlicher
Berücksichtigung der Reduzierung
von Og nach (1) und (2).
!500
2000
1500
1000
500
100 1000 lOOOO
Abb. 2
Normierte Immissionskonzentration entlang der
Translationsachse
He = 100 ih, u - 2 ins"^, Klasse 4.
a) d ="
b) d = 200 m nach Gl. (5)
c) d = 200 m nach Gl. (4) mit (1) und (2)
d) d = 200 m nach Gl. (5) mit (1) und (2)
Um beurteilen zu können, wie sich der in
Abb. 1 beschriebene
Vorgang auf die Immissionskonzentration
auswirkt, ist in
Abb. 2 für einen
effektiver
Mischungsschichtdicke
Modellemittenten mit
Quellhöhe Hg=100 m, für eine
d=200m und eine
Translationsgeschwindigkeit u=2ms"1 sowie
für die Ausbreitungsklasse 4 die normierte
dividiert durch die Queilstärke) in
Richtung der Translationsachse
Konzentration (d.h. Immissionskonzentration
(x-Riehtung)
in Abhängigkeit von der Entfernung
vom Emittenten für folgende 4 Fälle
aufgetragen
worden.
s(x,y,0)/Qg
Fall a): Ausbreitung nach oben ungehindert
d=°° gemäß der Formel:
= (1/7rüCyCz)exp(-y2/2o2) exp
(-He/2'z) (4)
Qg Quellstärke, s Immisssionskcnzentration
Fall b): Ausbreitung nach oben
begrenzt
(d=200m). Berücksichtigung jedoch
nur mit Hilfe
einer Randbedingung
analog derjenigen an der
Erdoberfläche
(Spiegelung), gemäß
der Formel:
s(x,y,0)/Qg = (1/ducy/27)exp(-y2/2uy)
(Hg/2d,o^/2d^) (5)
mit als Jacobische Thetafunktion definiert
durch
63(v,w) = (1/Awj ^ exp (-(v+n)^/w) (6)
n==-°?
Fäll c): Wie Fall a) jedoch mit zusätzli­
500
1000
tsoo
:ooo
2500
tooo :ooo 3000 tooo 5000
Abb. 3
Normiertes Bodenimmissionskonzentratlönsfeld
für die 4 Fälle der Abb. 2.
Schließlich ist noch in Abb. 3 das normierte
Immissionskohzentrationsfeld
(Linien gleicher Immissionskonzentration)
für die vier Fälle der Abb. 2 veranschaulicht.
Man erkennt aus dieser Darstellung
folgendes: Der Obergang vom Gaußmodell
(Fall a) zum Schichtenmodell mit Reflexion
(Fall b) zeigt eine Verbreiterung
des Konzentrationsfeldes und eine Verlängerung
in Richtung äer Translationsachse
weg vom Emittenten^ Die Berücksichtigung
der Theorie nach (1) und (2) also die Fälle
c und d bewirken
eine ähnliche Verlängerung
der Immissionen in Richtung der
Translationsachse aber gegenüber dem
Fall
b eine merkliche Bündelung der Rauchfahne/
also eine Verringerung der seitlichen
Ausdehnung.
Beobachtungen in Einzelfällen
haben diesen
zu einer Verifizierung
Effekt bestätigt, doch muß
der Theorie noch
ein größeres Beobachtungsmaterial
herangezogen
werden,.
Literatur:
REUTER, H.(1972): Verwendung
synoptischer
Beobachtungen zur Klassifikation der
Ausbreitungsbedingungen
bei nächtlichen
Temperaturinversionen. Veröff,.
d.Lehrk.f.Theoret.
Wien, Publ. Nr. 7.
Meteor, d. Univ.

-67-
551.509.329:551.510.42(23)
VORHERSAGE BER LUFTVERUNREINIGUNG FÜR TALBECKEN
Janko Pristov
Meteoroloski zavod SR Slovenije
Ljubljana, Jugoslavija
Abstract Meteorological conditions in basins
are strongly different from those in
the open areas, particulary in the cold part
of the year. In basins there is frequently
a layer of cold air which provides high mean
day concentrations of SOp in spite of relativaly
weak pollution sources. Weather processes
ahd meteorological elements are
considered, on the base of which the intensity
of air pollution can be foretold.
Twp-years experimentai predicting of air
pollution in basins gave satisfactory
results.
Zusammenfassung Die meteorologische Bedingungen
in den Talbecken unterschieden sich,
besonders in der kalten Jahreshälfte, von
denen in den offenen Lagen. Im Talbecken
bleibt eine Schicht der Kaltluftmasse erhalten
welche die hohen SO- - Konzentrationen
ermöglicht trotz der verhältnismassig
kleinen Luftirerunreinigungsquellen. Es sind
die Wettererscheinigungen und die meteorologische
Elemente vorgelegt, welche die
Vorhersage für den Grad der Luftverunreinigung
ermöglichen. Die zweijährigen
Versuchsprognosen der Luftverunreinigung
im Talbecken ergaben zufriedenstellende
Resultate.
1. EINLEITUNG
In Alpentälern, insbesondere in
Talbecken mit grösseren Ansiedlungen,
entstehen in der kalten Jahreshälfte
WetterSituationen, die das erhalten
hoher Konzentrationen der Luftverunreinigung
ermöglichen. Die Wetterverhältnisse
in Alpentälern können nicht auf die gleiche
Weise behandelt werden wie solche in grösseren
Gebieten bzw. für in der Ebene liegende
Orte. Vielmehr müssen in diesen Fällen
die lokalen Verhältnisse berücksichtigt
werden.
Es ist charakteristisch für Alpentäler
sowie für Talbecken dass hier Kaltluftseen
entstehen (Cadez 1948) deren kalte Luft
oft sehr zählebig ist und ih den Wintermonateh
auch nicht durch Austausch der
Luftmassen beseitigt wird, obwohl darüber
eine ausgeprägte zyklonale Zirkulation
herrscht.
2. DIE WETTERSITUATIONEN
2.1 Die Luftverunreinigung
Für die Vorhersage von Wettersituationen,
die in Talbecken höhe Konzentrationen
von Luftverschmutzung ermöglichen,
wurden alle Wettersituationen für den Zeitraum
1969 bis 1972 untersucht. Für die
Stadt Ljubljana, die in einem verhältnismässig
ausgedehnten Talbecken liegt, wurden
auf Grund der täglichen Messungen der
SOp - Konzentrationen an sechs Stellen alle
Messtage in zwei Gruppen unterteilt. In die
erste Gruppe wurden diejenigen Tage eingereiht,
ah denen mindestens bei einer Messstelie
eine durchschnittliche tägliche -
Konzentration von wenigstens 0.4 mg SOg/nr
gemessen wurde. Charakteristisch für Ljubljana
ist, dass hohe SO - Konzentrationen
nur in der kalten Jahreshälfte auftreten,
und zwar von Oktober bis März. In den
übrigen Monaten ist eine durchschnittliche
tägliche Konzentration der^Luftverunreinigung
von über 0.4 mg SOg/nr eine Sondererscheinung.
Von der Gesamtanzahi von 247
Tagen^mit einer Konzentration von 0.4 mg
SOp/nr oder mehr entfallen 158 Tage auf
die Monate: Dezember, Januar, Februar und
nur 8§ Tage auf die übrigen Monate.
Für alle Tage wurden verschiedene Wetterparameter
aus-gesucht und darauf die
Wetterverhältnisse bei hohen und bei niedrigen
SOg - Konz entr ati onen verglichen.
Will man die meteorologischen Bedingungen
für das Entstehen eines hohen Grades
der Luftverunreinigung behandeln, so ist
eine soiche Unterteilung nur die erste Annäherung.
Der Luftverschmutzungsgrad hängt
nicht nur von den meteorologischen Verhältnissen
ab, sondern auch in starkem Masse von
der Emission, d.h. davon, welche Mengen von
SOp den niedrigsten Schichten der Atmosphäre
zugeführt werden.
Am,Anfangunserer Untersuchungen haben
wir vorausgesetzt,, dass die Emission der
Verschmutzung im Winterhalbjahr konstant
ist, obwohl wir vussten, dass sie nicht an
allen Tagen der Woche gieich hoch ist,
und auch, dass sie eine Funktion der Lufttemperatur
ist.
2.2 Die Wettertypen
Für jeden Tag des erwähnten Zeitraumes
wurden die synoptischen Situationen in einzelne
Typen unterteilt. Dabei wurde Klassifikation
nach Hess-Brezowski durch Korrektion
an unseren Verhältnisse berücksichtigt.
Es wurden vier zyklonale und
fünf antizyklonale Wettertypen.bestimmt
(Vida 1974J. Zu den Letzteren gehört auch
das Luftdruckfeld mit schwachen Gradienten.
So wurde neben der Zirkulation über dem
Talbecken von Ljubljana auch die barische
Verteilung berücksichtigt, also die Lage
und der Einfluss von Zyklonen und Antizyklonen.

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Tabelle 1 Häufigkeit der synoptischen
Situationen mit Prozentsatz der
Fälle, in denen die durchschnittliche
tägliche Luftverunreinigung
0.4 mg/nr überschritten hat
Anzahl % mit hoher
der Fälle Verschmutzung
Zyklone über
Slowenien 7
43
Zyklone über dem
Mittelmeerraum oder
über Westeuropa 112
37
Mitteleuropäische
Zyklone 54
28
Tiefdruckfeld
östlich oder südöstlich
von
Slowenien 24
29
Gesamte zyklonale
Situationen 197 33.5
Hochdruckkeil
der Azoren Antizyklone
56
41
Hochdruckkeil einer
osteuropäischen
ÄntiZyklone 162
38
Antizyklone über
Mitteieuropa oder
Alpen 252
28
Schwachgradientes
anti zyklonales
Druckfeld zwischen
zwei Zyklonen 34
53
Brücke zwischen
zwei Antizyklonen 28
29
Gesamte antizyklonale
Situation 523 34
Aus der Tab. 1 ist ersichtlich, dass
bei hoher SOp Konzentrationen der Unterschied
zwischen zykionaien und antizyklonalen
Situationen sehr gering ist, dagegen
besteht bei hohen Konzentrationen ein grösserer
Unterschied zwischen den einzelnen
Wettertypen der zyklonalen und noch mehr^
der antizyklonalen Situationen.
Daraus ergibt sich die Notwendigkeit,
zuerst die Ursachen zu suchen, welche die
horhe SO- Konzentrationen bei so verschiedenen
Situationen bedingen. Der Unterschied
zu den Verhältnissen auf einen ebenem Gebiet
liegt nämlich darin, dass der Prozentsatz
der Erscheinungen hoher SO p Konzentrationen
bei zykionaien Situationen verhältnismässig
hoch ist und ih den kältesten Monaten,
d.h. im Januar und Februar, sogar höher
ist als bei antizyklonalen Situationen.
Dies lässt sich dadurch erklären,
dass in der kältesten Zeit des Jahres die
Kaltluftseen durch grosse Abkühlung erheblich
zählebiger sind als in anderen Monaten.
In dieser Zeit ist auch die Insolation
verhältnismässig gering, insbesondere deswegen,
weil bei Wolkenlosem Wetter in Tälbeckeh
schnell Nebel entsteht.
Häufig ist der, Durchzug von Fronten
nur in höheren Schichten feststellbar,am
Boden des Talbeckens bleiben jedoch trotz
der Änderung der synoptischen Situationen,
die kalten Luftmassen zurück. Gerade bei
synoptischen Situationen, wo die Temperaturinversion
niedrig liegt uhd über ihr die
Warmluftadvektion stattfindet, sind die
Bedingungen für das Auftreten sehr hoher
SO p Konzentrationen am günstigsten. In
Talcecken ist es nämlich keine Seltenheit,
dass auch bei Schneefall oder Regen hohe
SO p Konzentrationen zu verzeichnen sind.
Der-sehr niedrige Prozentsatz (Tabelle 2)
zyklonaler Situationen mit hoher Konzentrationen
von Luftverschmutzung ih den
Frühjahrs oder Herbstmonaten ist dadurch
zu erklären, dass in dieser Zeit jede Wetteränderung
auch einen Austausch der Luftmassen
am Boden verursacht und daher die
Kaltluftseen viel weniger beständig sind.
Wie wir sehen, helfen einzelne makrosynoptische
Situationen nur wenig bei der
Vorhersage von Luftverunreinigungen in Talbecken.
Der Prognostiker muss nämlich voraussehen,
wie sich die Prozesse über einem
bestimmten Talbecken entwickeln werden.
Tabelle 2
Häufigkeit der zyklonalen und
antizyklonalen Situationen, nach
Monaten in Abhängigkeit von der
Luftverschmutzung
Monat Jan.Feb.März Okt.Nov„Dez.
Anzahl der Tage
mit zyklonaler
Zirkulation 34 42 46 11 44 21
% der Tage mit
höher Konzentration
der Verunreinigung
71 59 14 43
Anzahl der Tage
mit antizyklo- 90 71 78 113 76 103
naler Zirkulation
% der Tage mit
hoher Konzentration
der Verunreinigung
62 41 19 6 22 55
2.3 Abhängigkeit der Luftverschmutzung
vom Wina
In Kaltluftseen herrschen gewöhnlich
schwache örtliche Winde (Höcevar 1973).Bei
hoher Luftverunreinigung (Tabelle 3/ ist
Ljubljana gering überwindet, in 81 % aller
Fälle ist die Durchschnittsgeschwindigkeit
des Windes niedriger als 1 m/s. Dagegen
haben oberhalb des Kaltluftsees liegenden
Orte stärkere Winde.
Es gibt sehr wenige Fälle, in denen
die Windgeschwindigkeit am Boden Talbeckens
6 m/s erreicht und trotzdem hohe Luftverschmutzungskonzentrationen
bestehen. Solche
Fälle gibt es bei der Warmluftadvektion,
wo der Wind den niedrigsten Schichten des
Talbeckens meistens aus südwestlichem
Quadrant weht. In diesem Fall ist der
Gründ für Konzentrationszunahme nicht die
vergrösserte Emission in dem Gebiet, aus

-69-
dem der Wind weht, sondern die Tatsache,
dass trotz des Windes die Atmosphäre am
Boden stabil ist. Sobald Nordostwind oder
Ostwind auftritt, vermindert sich die Verschmutzung
stark, da dies einen Zufiuss
verhältnismässig kalter Luft bedeutet und
die Luftmassen auch in den niedrigsten
Schichten ausgetauscht werden.
Tabelle 3
Prozentuale Aufteilung der
mittieren Windgeschwindigkeit
nach Interwallen für Tage mit
hoher SO g Konzentration
Ljubljana (300 m)
Windgeschwindigkeit
unter 0.5 m/s
0.6 bis 1 m/s
höher als 1 m/s
Kredarica (2515 m)
Windgeschwindigkeit
unter 0.^ m/s
0.6 bis 5 m/s
5.1 bis 10 m/s
höher als 10 m/s
2.4 Bewölkung
48 %
33 %
19 %
16 %
-24 %
35 %
25 %
Die Angaben über Bewölkung und Nebel
zeigen, dass mehr als die Hälfte der Fälle
hoher SÖ - Konzentrationen bei bedecktem
Himmel auftreten oder wenn den ganzen Tag
Nebel vorherrscht und nur 6 % der Fälle
bei wolkenlosem Wetter. Schon Wenn man„den
Prozentsatz der heiteren Tage auf der Smarna
gora mit dem Prozensatz in Ljubljana
vergleicht, sieht man, dass 25 % der Tage
einen Nebel mit einer Dicke von weniger
als 365 m aufweisen. Auch der Vergleich
der Angäben über Nebel an diesen beiden
Orten hat gezeigt, dass der Nebel auf der
Smarna gora, die nur wenige km von Ljubljana
entfernt ist, keinen Einfluss auf
das Auftreten hoher SOp - Konzentrationen
in Ljubljana hat.
2.5 Einfluss der Lufttemperatur
Durch den Vergleich der Temperaturen
von Ljubljana und Smarna gora erhielten wir
Temperaturinversionen unter der Höhe von
360 m (Tabelle 4). Diese treten am häufigsten
im Oktober auf, bedeutend weniger im
März, und sind im April eine ausgesprochene
Seltenheit. Bei einem Vergleich des Auftretens
häufiger Inversionen mit hohen Luftverunreinigungen
in Ljubljana ist festzustellen,
dass diese nicht übereinstimmen^
sondern dass das Auftreten hoher SO p-Konzentrationen
auch von der Lufttemperatur
abhängt.
Temperaturangaben (Tabelle 5) zeigen,
dass mehr als 55 % aller Fälle bei Durch-
.schnittstemperaturen zwischen -4 und 2 C
auftreten. Hohe Konzentrationen von Luftverschmutzung
können auch bei kaltem Wetter
mit mittleren Tagestemperaturen von unter
-6 C auftreten, während sie bei Temperaturen
von über 10 C sehr selten sind.
Hieraus folgt, dass hohe Luftverschmutzungskonzentrationen
in den besiedelten
Talbecken von vielen Elementen abhängen;
von der Wettersituation, Temperatur- und
Windbedingungen usw., besonders jedoch von
der Höhe des Kaltluftsees.
Tabelle 4
Anzahl der Tage pro Monat mit
Temperaturinversion zwischen
Ljubljana und Smarna gora auf
Grund der mittleren Tageswerte
Jahr - Monat Jan.Feb.März Okt.Nov.Dez.
1969
1970
1971
1972
Zus.
Tabelle 5
12 9 2
8 6 3
13 7 9
5 8 9
38 30 14
26 3 5
11 10 11
19 11 22
5 15 8
61 39 46
Anzahl der Tage in Ljubljana
mit mittlerer Tagestemperatur,
an'denen die durchschnittliche
tägliche^SO --Konzentration
0.4 mg/m überschritten hat
Monat Jan.Feb.März Okt.Nov.Dez. %
unter -6
-5.9 bis -4
-3.9 bis 2
-1.9 bis 0
0.1 bis 2
2.1 bis 4
höher als 4
6 4
10 1
14 9
10 9
23 12
14 14
0
0
0
1
7
5
5
o
o
l
6
0
1
3 I
5
2
13
8 7.3
7 7.7
17 17.4
17 15.4
9 22.7
3 15.3
3 14.2
3. DIE VORHERSAGE. DER KONZENTRATION DER
LUFTVERUNREINIGUNG
3.1 Die Ausarbeituhg der Vorhersagen von
der Luftverunreinigung*
Auf Grund vorangegangener Untersuchungen
haben wir im Herbst 1975 mit der Ausarbeitung
täglicher Prognosen der Luftverunreinigung
für Ljubljana für die Dauer der
24 und 48 Stunden begonen, die nur für den
internen Gebrauch bestimmt Waren. Dem
Prognostiker standen neben dem üblichen
Material, welches für die allgemeine Vorhersage
verwendet wird, noch die durchschnit
tIichen 24-stündigen SOKonzentrationen
für eine bestimmte Beobachtungsstelle und
zusätzliche Angaben.über Temperatur, Feuchtigkeit,
Wind, Bewölkung und über Wettererscheinungen
auf der Smarna gora (Rel. Höhe
366 m), sowie über den Nebel und seine Dicke
im Talbecken von Ljubljana zur Verfügung.
Wir haben vier Stufen der Luftverunreinigungen
prognostiziert:
unbedeutend
mässig
hoch
sehr hoch .
unter 0.15 mg SO -/m^
von 0.15 bis 0.3
von 0.31 bis 1.0
über 1.0
Der Prognosenerfolg wurde jeden Tag
überprüft und grössere Ungenauigkeiten
wurden jeweils korrigiert.
Im Winterhalbjahr betrug die Genauigkeit
der Prognosen 80 %, wenn wir strenge
Grenzen zwischen den einzelnen Stufen der
Luftverunreinigungen gezogen haben. Bei

-70-
einer Abweichung bis zu 20 % hat sich der
Wert der 24-stündigen Vorhersage auf 87 %
erhöht. Ber Fehler bei der Prognose betrug
nie mehr als eine Stufe der Verunreinigung.
Bie Vorhersagen der Luftverunreinigung
für die Zeit-dauer von 24 - 48 Stunden
sind etwas mehr als 10 % schlechter
als die 24-stündigen Vorhersagen.
3.02: Bie Ursachen der Prognosenfehler
Es wurden alle Fälle herausgesucht,
bei denen die Vorhersagen nicht genau
waren,, gleichermassen die 24-stündigen
Wie auch die 48-stündigen und die Ursachen
wurden analysiert.
Fehlerhafte Wettervorhersage
8
Unkenntnis der Ausgangsdaten
über die
Luftverunreinigung 10
Warmluftzufuhr 1
Radi ati ons abkühlung 0
Kaltluftzufuhr 6
Zu hoch Zu niedrig
voraus- vorausgesagt
gesagt
15
5
13
6
0
Die Ausgangsdaten waren an Samstagen,
Sonntagen und Feiertagen nicht bekannt.
Es wurde vorausgesetzt dass die Emission
der Verunreinigung konstant ist. Für die
Prognose ist es notwendig, die Verringerung
der Verunreinigung an arbeitsfreien
Tagen zu bewerten.
ZU niedrige Werte wurden vorausgesagt
bei der Waraluft ad ve kti o n und bei
Radiationsabkuhlung, zu hohe Werte bei
Kaltluft zufuhr.
Bie schlechtesten Prognosen wurden
zu Beginn gemacht, d.h. im November, danach
hat sich die Genauigkeit der Vorhersagen
merklich verbessert.
Einen ähnlichen Wert hatten die
Prognosen auch im Winterhalbjahr 1976 -
1977- Hielten wir uns genau an die Abgrenzungen
zwischen den Stufen der Luftverunreinigung
so war der Wert der Prognose
etwas schlechter, bei einer erlaubten
Toleranz von 0.05 mg SO p/nr waren nur
10 % aller Fälle fehlerhaft, bei einer
Toleranz von 0.1 mg SO g/m RMr noch 3 %.
Durch Kenntnis der Genauigkeit der
SO p-Messungen in der Luft und der Abhängigkeit
von der Mikrolokation der Luft^
entnähme sind wir uns bewusst, dass die
gemessenen Werte nur eine ungefähre Annäherung
der tatsächlichen Verhältnisse
in der Stadt sind.
Die Vorhersagen der Luftverunreinigung
sind auch hei einer Toleranz von
0.05 oder 6.1 mg SOg/nr genau genug für
den praktischen Gebrauch. In Zukunft
wird es notwendig sein, auch die maximalen
stündlichen Konzentrationen der Luftverunreinigung
vorherzusagen, die jedoch
sehr von den allgemeinen örtlichen Verhältnissen
und der Entwicklung des Wetters
abhängen.
REFERENZEN
Cade2 M. (1948):
Hess P. und
Brezöwsky H.
(1969):
Höcevar A. und
Petkovsek Z.
(1971):
Vida M. (1974):
Jezera hladnog vazduha.
Hidrometeoroloski
glasnik. God. 1
Bröj 1
Berichte das Deutschen
Wetterdienstes
Nr. 113 (Band 15)
Boprinos k poznavanju
razmer v jezeru hladnega
zraka v Ljubljanski
kotlini. Razprave
- Papers XIII. Drustvo
meteorologov Slovenije
Posküs ocene vremenskih
procesov v Sloveniji
z ozirom na
vremenske situacije.
Razprave - Papers
XVII. Brustvo meteorologov
SlovBnije

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551.510.42(23)
Sa--IMMISSIOMSKONZEMTKATIONEN BEI CALMEN IM INNER­
ALPINEN BECKENLAGEN (AICHFELD - MURBODEN, STMK.)
Ulrike Pechinger
Zentralanstalt für Meteorologie ünd Geodynamik
Wien, Österreich
Abstract In view of the considerable d i f f i -
culties arising ih the theoretical treatment
of dispersion during calm conditions,
SO--concentration registrations from three
towns in an alpine basin are used to derive
an empirical factor for the prediction of
SO^-immission during calm conditions.
Zusammenfassün^ Da die Berechnung der Immissionskohzentrationen
bei Calmen mit dem
Gauß sehen Modell nicht möglich ist, wird
versucht, empirische Parameter für die Prognose
von immissionskonzentrationen aus
S0--Messungen in einem inneralpinen Becken
abzuleiten. Faktoren, die die Erhöhung der
SÖ^-Konzentrationen bei Calmen gegenüber
jenen bei höheren Windgeschwindigkeiten angeben,
wurden ermittelt.
1. EINLEITUNG
Die Ausbreitung von Schadgasen in der
Luft kann für praktische Zwecke weitgehend
durch das sogenannte Gauß^sche Modell simuliert
werden. Es liegt diesem eine Lösung
der Diffusionsgleichung zugrunde, bei welcher
unter anderem stationäre Verhälthisse
und homogehe Turbulenz vorausgesetzt werden.
Weiters wird die Diffusion in Ausbreitu-ngsrichtung
gegenüber der Translation vernachlässigt
. Trotz dieser Idealisierenden Annahmen
werden mit Hilfe semir-empirischer
Ansätze für die sogenannten Streuungsparameter
im Rahmen des Gauß^schen Modells befriedigende
Ergebnisse erzielt. Es gibt jedoch
mehrere Ausbreitungssituationen, in
denen dieses Modell versagt. Eine solche
Situation t r i t t bei Calmen, bzw. Schwachwindlagen,
bei denen es keine ausgeprägte
Translation gibt, ein. In diesen Fällen
kann die Diffusion gegenüber der Translation
zweifellos nicht vernachlässigt werden,
und auch die Annahme der Statiohärität
ist nicht immer gerechtfertigt. Bei Berechnungen
der Immissionskonzentrationen
mit Hilfe von Gauß^schen Modellen müssen
daher windschwache-Lagen ausgeklammert werden.
Dies ist besonders wichtig in solchen
Gebieten, wo durch die orographischen Verhältnisse
ein sehr begrenztes Luftreservoir
vorhanden ist und ein Abfließen der Luft
oder eine Durchmischung in den Randberei-i
chen nicht möglich ist. Solche Verhältnisse
treten z.B. in inneralpinen Beckenlagen,
die häufig einen hohen Prozentsatz an Calmen
aufweisen;, auf. Hier kann die Vernachlässigung
der windschwachen Lagen bei der
Berechnung der Immissionsverhältnisse zu
einer starken Verzerrung gegenüber den tatsächlichen
Verhälthissen führen..
Am Institut für Meteorologie und Geophysik
der Universität Wien werden zur Zeit
theoretische Untersuchungen über die AusbreitüHgsbedingungen
bei Calmen durchgeführt.
Parallel dazu sollen Immissionsmessungen
von SOy im Hinblick auf windschwache
Lagen ausgewertet werden, um einerseits
bis zum Vorliegen einer für praktische
Zwecke der Prognose geeigneten Theorie zumindest
Anhaltspunkte über die immissionsverhältnisse
unter diesen Bedingungen zu
erhalten, andererseits aber auch, um damit
eine Möglichkeit zur Überprüfung der theoretischen
Ergebnisse zu schaffen.
In der vorliegenden Arbeit sollen,
aus Messungen der SC -Konzentration im Gebiet
Aichfeld-Murboden (Steiermark) Richtwerte
für die bei Calmenlagen zu erwartenden
SOp-Kon'zehtrationen abgeleitet werden.
2. DATENMATERIAL
Das Becken von Aichfeld-Murboden mit
einer Ausdehnung von etwa 8 km in Nord-Südrichtung
und etwa 1'5 km in Ost-Westrichtung
ist umgeben von einer es um etwa 300 bis
800 m überragenden Hügelkette. Es ist ein
stark industrialisiertes Gebiet, das aber
zugleich Siedlungsräum für etwa 60 000 Menschen
ist. Die Emissionssituation ist daher
einigermaßen komplex. Außer dem Hausbrand.,
der in der kalten Jahreszeit sehr hohe
Emissionen verursacht, da großtei'ls mit der
in diesem Gebiet geförderten, sehr schwe-,
felhältigen Kohle.geheizt- wird, kommen als
größere Emittenten ein. kalorisches Kraftwerk,
Emailindustrie sowie Abraumhalden in
Betracht. Ein Emissionskataster für diesen
Raum liegt leider nicht vor. Nach den Angaben
des Amts der Steiermärkischen Landesregierung
(1977) ist dieses Gebiet eines der
am stärksten belasteten Gebiete Österreichs
Aus diesem Grund werden im Aichfeld drei
kontinuierlich registrierende S0--Stationen
vom Amt der Steiermärkischen Landesregierung
betrieben. Da sich überdies am Flughafen
Zeltweg, der im Osten des Beckens
liegt, eine militärische Wetterwarte, die
sowohl synoptische als auch Metarmeldungen
absetzt, befindet, erschien der -Raum Aichfeld-Murboden
trotz des fehlenden Emissionskatasters
als erstes Untersuchungsobjekt
zur Ermittlung des Zusammenhangs zwischen
Immissionskonzentrationen und windschwachen
Wetterlagen geeignet.
Von der Wetterwarte Zeltweg liegen
von 6 GMT bis .1,8; GMT 3-st.ündliche Syno.p-
Meldüngen und halbstündliche Metar-Meldungen
vor. Da die Met.ar-Meldungen an Sonntagen
nicht abgesetzt werden, wurden die
durchlaufenden Synop-Meldungen zur Bestimmung
der Windverhältnisse herangezogen. Von
den S0--M'eBstellen in Pohnsdorf , Jüdenbürg
Und Knittelfeld stehen die Halbs.tündenmittelwerte
der Immissionskonzentration in Bo^
dennähe zur Verfügung. Wegen der im Sommer
auftretenden geringen Sb--Konzehtratiönen
würden nur die im Winterhalbjahr durchge-.
führten Messungen in der Untersuchung ver-

-72-
wendet und zwar entsprechend den vorhandenen
Meßreihen von Pohnsdorf aus. den Jahren
19.74 bis 1976 (insgesamt 8 Monate) , von Judenburg
und Knittelfeld aus den Jahren 19 7 3
bis 1976 (15 Monate und 13 Monate).
3. WINDVERHÄLTNISSE
Das Windfeld im Aichfeld ist gekennzeichnet
durch eine große Häufigkeit von
windschwachen Lagen. Eine Windstatistik,
die aufgrund der Metar-Meldungen der Jahre
1.971 bis 1975 erstellt wurde, ergibt in 54%
aller Fälle Calmen bzw. windschwache Lagen
(Koib (19 7 6)). Sie kommen im Winterhalbjahr
(61%) häufiger als im Sommerhalbjähr
(48%) vor, wobei sich die größte. Häufigkeit
ihres Auftretens von den sehr labilen Lagen
(Ausbreitungsklasse 2 nach Turner (19 64))
im Sommer auf die weniger labilen Lagen
(Ausbrel^ungsklasse 3) im Winter verschiebt^
Da sich jedoch. Calmen vor allem dann auf
die Immissiohskonzentration auswirken,
wenn sie mehrere Stunden oder gar Tage anhalten,
wurde zusätzlich eine Statistik der
Ändauer von windschwachen Lagen erstellt.
Als Grenzwert: für windschwache Verhältnisse
wurden 0.5 ms** definiert, sodaß damit jeher
Bereich erfaßt wird, der in den Ausbreitungsmodellen
nicht behandelt werden
kann.
Zunächst wurde, von den 3-stündlichen
synoptischen Terminen ausgehend., die Zahl
der aufeinanderfolgenden Termine mit Wincjtrgeschwindigkeiten
kleiner gleich Ö'. 5 ms"
festgestellt (Tab. 1). Da für die Nachtstunden
keine Meldungen vorliegen, wurde,
zunächst angenommen., daß auch ih der Nacht
Calmen herrschen^ wenn zum 18 Uhr Termin
eines Tages und zum 6 Uhr Termin des darauffolgenden
Tages Calmen öder sehwacher
Wind (- 0.5 ms" ) gemeldet wird. Bei der
Zählung der Termine wurden allerdings nur
jene berücksichtigt, für welche tatsächlich
Meldungen vorliegen, d.h.. 6,9,12,15,18 Uhr.
Eine Calmenperio.de von 5 Terminen entspricht
daher etwa einem Tag, 1,0 Termine zwei Tagen,
u.s.f..
Abbildung la zeigt die Anzahl der aufan
denen die Wind-
einanderfolgenden Tage,
geschwindigkeit zu den 5 Beobachtung s t e rmi -
nen stets kleiner gleich 0.5 ms" ist. Die
größte Häufigkeit zeigen windschwache Lagen
von nur eintägiger Dauer (rund 62% aller
Fälle). 2 Tage währende Perioden kommen
noch in 2 2% aiier Fälle vor, während windschwache
Perioden, die 4 Tage oder länger
anhalten, in nur 6% alle r Fälle eintreten.
Abbiidung l'b enthält eine Auszählung
der 3-stündlichen, aufeinanderfolgenden Synopmeldungen
mit einer Windgeschwindigkeit
^ 0.5 ms" . Da für die Nacht keine Meldungen
vorliegen, werden wegen der großen Ihformatlonslücke
nur bis zu 5 aufeinanderfolgende
Synopmeldungen erfaßt. Schwacher
Wind an nur einem Syhop-Termih kommt mit
48% am häufigsten vor. Zwei aufeinanderfolgende
Synopmeldungen mit schwachem Wind gibt
es hoch in 30% aller Fälle. Die große Häufigkeit
von fünf aufeinanderfolgenden Terminen
mit schwachem Wind (14%) gegenüber
jener bei vier Terminen C4%), wird durch
alle jene Fälle hervorgerufen, wo die Calmen
mehrere Tage lang andauern.
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CO T-^ T-< T-< CM
co CO CO , i-l
E-i . E^i &-< H
s s s s s
Ü3 M M U) n
-5 30
^20 203:
g ?0
f 2 3 4 5 Term/ne
Abb.1: Andauer der Calmenperioden im Aichfeld
(Windgeschwindigkeit - 0.25 ms"
ä.) Andauer in Tagen
b.) Anzahl aufeinanderfolgender Synopmeldungen
H
Mg

-73-
4. SO^-IMMISSIONSKONZENTRATIONEM
4.1. Immissiönsverhältnisse an den drei
Meßstatiohen
Die kontinuierlichen Immissionsmessungen
wurden von Dr.Hauck am Institut für
medizinische Physik der Universität Wien
nach den Richtlinien des wissenschaftlichen
Beirats für Umwelthygiene (19 75) einer statistischen
Analyse unterzogen.
An der Meßstelle ih Pohnsdorf treten
im Mittel die größten SO--Konzentrationen
auf. Der Monatsmitteiwert der SO^-Konzehtration
beträgt, im Beobachtuhgszeitraum
0.27 mg m**.. Der größte Tagesmittelwert ist
0.93 mg m* ', der größte Hälbstundenmittelwert
2.2 7 mg m" . In Knittelfeld betragen
die entsprechenden Werte 0.16, 1.21 und
2.Ö5 mg m*jL in Judenburg 0.11, 0.90 und
2.48 mg m** . Weiters wurde die relative
Häufigkeit der Überschreitung der normativen
Immissionsgrenzkonzentrationen der drei
in den Vorschlägen der österreichischen
Akademie der Wissenschaften (.19 74) enthaltenen
Luftgütezonen (Zone I : besonders zu
schützende Gebiete, Zone I I I : Industriezone
, Zone I I : übriges Gebiet) berechnet.
Pohnsdorf
Judenburg
Knittelfeld
Zone I
100.0
71.0
8 3.2
Zone I I
86.3
39.7
55 .1
Zone I I I
72.1
29.3
38.4
4.2. Verlauf der SO„-Konzentrationen in
windschwachen Perioden
Allen drei Stationen ist gemein, daß
die höchsten Konzentrationen (Halbstundenmittelwerte)
mit windschwachen Lägen verbunden
sind.
Während hohe Konzentrationen eindeutig
mit windschwachen Lagen zusammenhängen,
gilt der umgekehrte Sachverhalt nicht.
Windschwache Lagen haben nicht notwendigerweise
hohe Konzentrationen zur Folge. Die
naheliegende Vermutung, daß dies von den
Emissionen des Hausbrandes und damit von
der Lufttemperatur abhänge, ließ sich im
BeobachtungsZeitraum an den drei Stationen
nicht verifizieren. Es konnte auch bei den
Tagen mit höherer Windgeschwindigkeit kein
direkter Zusammenhang zwischen Temperatur
und Immissionskonzentrationen festgestellt
werden.
Auch ein "typischer" Verlauf der Immissionskonzentration
bei windschwachen Lagen
konnte nicht, ermittelt werden. Die Unterschiede
sind sowohl zwischen den Stationen
bei der gleichen Periode, als auch an
den einzelnen Stationen bei verschiedenen
Perioden sehr groß. (Pechinger (im Druck)).
Die Konzentrationsschwankungen und die grossen
Unterschiede zwischen den einzelnen Perioden
könnten sowohl auf Emissionsänderungen
als auch auf Variationen der Mischungsschichthöhe
zurückzuführen sein, Parameter,
über welche leider keine Angaben vorliegen.
Mit dem zur Verfügung stehenden Datenmaterial
ist also ein charakteristischer
Verlauf der Konzentration bei windschwachen
Lagen nicht zu ermitteln. Um festzustellen,
ob bei windschwachen Perioden, die. mehrere
Tage hindurch anhalten, insgesamt ein Anwachsen
der Konzentrationen auftritt, w.urden
für alle Fälle mit Tagesmitteiwerten
der Windgeschwindigkeit - 0.25 ms" die Än-
derung der Maximalkonzentration und des
Tagesmitteiwertes der Konzentratiöh von
einem windschwachen Tag zürn nächsten, folgenden
Tag untersucht. Es wurde das Verhältnis
der Maximalkonzentration eines windschwachen
Tages zu jener des Vortages, sofern
dieser ebenfalls ein Tagesmittel der
Windgeschwindigkeit unter 0.25 ms" aufweist,
berechnet und für jede der drei Stationen
der Mittelwert dieser Quotienten gebildet.
Dasselbe wurde für die Tagesmittelwerte der
Immissionskonzentrationen berechnet (Tab.2).
a
-tu
T3 r-<
S-

E

-75-
551.510.41(234.322)
TAGESGANG DES BODENNAHEN OZONS AN BERGSTATIONEN
Reinhold Hartmannsgruber
Meteorologi sches Observatorium
Hohenpeissenberg,BRD
Abstract The different diurnai Variation of
ozone near the surface at two mountain stations
(Hohenpeissenberg' 1000 m and Wendelstein 1832 m)
will be discussed.
Zusammenfassung Es wird über den unterschiedlichen
Tagesgang des bodennahen Ozons an zwei
Bergstationen (Hohenpeissenberg 1000 m und Wendelstein
1832 m) berichtet.
1. EINLEITUNG
Angaben über regelmässige Ozonmessungen anBergstationen
aus früheren Jahren finden sich in
der Literatur nur spärlich; Warmbt (1964), Hartmannsgruber
(1978). Erst mit der zunehmenden Bedeutung
des Ozons und seiner Ueberwachung in den
letzten Jähren und hier vor allem durch die Frage
nach der Herkunft grösserer Ozonmengen in Bodennähe
(ob natürlichem oder antropogenemUrsprungs),
gewinnen Messungen an höhergelegenen Stationen
mehr an Interesse.
Mit einem hier entwickelten Gerät zur Messung
des bodennahen Ozons nach der Kaliumjodid-Methode
(Attmannspacher (1971)) wird seit 1971 am Hohenpeissenberg
(in 1000 m) und seit 1975 auf dem
Wendelstein (1832 m) laufend der Ozongehalt registriert.
Das Institut für Atmosphärische Umweltforschung
in Gartnisch führt ebenfalls seit einigen
Jahren auf der Zugspitze (3000 m ) und dem Wank
(1780 m) Ozonmessungen durch.
2. MITTLERER TAGESGANG
Die tageszeitlichen Variationen des bodennahen
Ozons sind im wesentlichen eine Folge des Massenäustaüsches.
Die Quelle für das (natürliche) Ozon
ist die Stratosphäre; durch Transportvorgänge erhält
die Troposphäre von dort laufend Nachschub.
Ozonsenke ist die Erdoberfläche bzw. reduzierende
Spurenstoffe in der bodennächsten Schicht. Bei
ausgeprägter stabiler Schichtung bildet sich vor
allem in den Morgenstunden innerhalb der Gründschicht
ein vertikaler Ozongradient aus, der mit
Einsetzen des Vertikalaustausches verschwindet
und den Anstieg der Ozonkonzentration bis Zum
nachmittäglichen Maximum zur Folge hat. Wegen der
Verknüpfung mit der Turbulenz der untersteh Luftschichten
ist der tägliche Gang stark von lokalen
Verhältnissen abhängig. So zeigen Tagesgänge von
Stationen im Flachland oder in Tal- und Mulden-
Tagen vor allem bei störungsfreiem Wetter infolge
eingeschränktem Austausch durch InversionsbiTdung
einen stärkeren nächtlichen Ozonrückgang wie Bergstationen.
Omn
[Atari
Sommer
FruMmg
Jahr
Herbst
Winter
0 ! t 6 S 10 1Z H 16 18 Zü 2! ZUM
Figur 1: Mittlerer Tagesgang des bodennahen Ozons,
Jahr und Jahreszeiten.
Hohenpeissenberg 1971 - 1976.
Der mittlere Tagesgangam Hohenpeissenberg - er
erhebt sich 300 m über seiner Umgebung - ist in
Figur 1 (Jahr) dargestellt. Auf das morgendliche
Minimumum 0800 Uhr folgt ein rascher Anstieg des
Ozons zum nachmittäglichen Maximum, das dann langsam
zum Morgen hin wieder abnimmt. Die gemessenen
Ozonwerte sind im Mittel grösser wie an Talstationen.
Der Hohenpeissenberg liegt noch innerhalb der
Grundschicht. Für eine darüber!iegende Station ist
ein geänderter Tagesgang und ausserdem mit zunehmender
Höhe eine im Mittel kleinere Amplitude
zu erwarten. Der mittlere Tagesgang auf dem Wendelstein
in Figur 2 lässt dies deutlich erkennen
(Jahr).
Das Minimum hat sich zum Vormittag hin verschoben.
Das Maximum vom Nachmittag ist sehr flach
und reicht in die Nacht hinein. Mährend des nächtlichen
Bergwindes nimmt die Ozonkonzentratidn in
der absteigenden Luftströmung zu. Einen nahezu
gleichen Verlauf zeigen die Ozonwerte (an der nur
50 m niedrigeren Station) auf dem Wank bei'Garmisch.
Auf der noch höher gelegenen Zugspitze ist die
Amplitude des Tagesgangs im Mittel nur mehr schwach
ausgeprägt. Das Ozonminimum tritt dort erstum den
Mittag auf.

-76-
9*1
Mar]
5
S
m
1 3 ! i5 iF itiü ü 3 8
FrvWm)
httr
Wintw
Figur 2: Mittlerer Tagesgang des bodennahen Ozons,
Jahr und Jahreszeiten..
Wendeisteiii 1976 - 1977.
3.DER TAGESGANG IM JAHRESABLAUF
Der Jahresgang des Gesamtozongehalts in der
freien Atmosphäre hat in mittleren Breiten sein
Maximum im zeitigen Frühjahr und sein Minimum im
Spätherbst. Mit einer Verzögerung von 2-3 Monaten
läuft der Jahresgang des bodennahen Ozons eher parallel
mit dem Sonnenstand. Wie die mittleren
Tagesgänge für die Jahreszeiten in Figur 1 und 2
erkennen lassen, treten die höchsten Werte im
Sommer, dte niedrigsten im Winter auf. Auch die
Amplituden sind im allgemeinen im Sommer am
grössten. Die höheren Werte; des Frühlings (März-
Mai) gegenüber denen des Herbstes (September-November)
erklären sieh aus der Wahl der Monate für
die meteorologischen Jahreszeiten (im Gegensatz
zu den astronomischen).
Am Hohenpeissenberg verschiebt sich das Ozonmaximum
mit höherstehender Sonne zum späteren
Nachmittag genauso wie sich das morgendliche Minimum
verfrüht. Der jahreszeitliche Ablauf der Tagesgänge
am Wendelstein ist ähnlich, wenngleich dje
Schwankungen viel geringer sind. An beiden Stationen
tritt vor allem in den Sommermonaten bei dynamischem
Absinken im Bereich kontinentaler Hochdrucklagen
als auch in der Umgebung hochreiehender
Cumulonimben ein deutliches Ansteigen des Ozons
über mehrere Stunden in Erscheinung. Selbst auf
der Zugspitze, wo man infolge ganztägiger Durchmischung
keine ausgeprägte Tagesschwankung des
Ozons erwarten sollte, ist im Sommer an Strahl.üngstagen
eine merklich grössere Amplitude zu beobachten
wie an bedeckten Tagen. Im übrigen ist die
Eintrittszeit der Jahreshöchstwerte stark vom
Witterungscharakter abhängig. Monate mit grossen
Anteil störungsfreien Wetters und gut entwickeltem
Vertikalaustausch weisen im Mittel höhere Ozonwerte
auf wie zyklonale Lagen mit Störungstätigkeit.
Im Winter ist in allen Höhen kein ausgeprägter
mittlerer Tagesgang mehr vorhanden; die
Schichtung ist meist stabil und der Austausch
gering. Doch konnten gerade im Winterhalbjahr
überwiegend in Verbindung mit Polarl.ufteinbrüchen
kurzzeitig extrem hohe Werte des bodennahen Ozons
beobachtet werden (Attmannspacher(1976), Hartmannsgruber
(1977)).
Die enge Beziehung des tageszeitlichen Ganges des
Ozons zur Grösse des Vertikalaustausches ergibt
sich übrigens auch im Vergleich zu dem Tagesgang
der luftelektrischen Lettfähigkeit und der natürlichen
Radioaktivität (Warmbt (1964)). So zeigen
u.a. Messungen von Beryllium 7 auf der Zugspitze
(Reiter (1976)) eine gute Korrelation mit dem
Ozongehalt.
4. REFERENZEN
Attmannspacher,W.:
Ein einfaches, nasschemisches Gerät mit geringer
Trägheit zur Messung des bodennahen Ozons in der
Atmosphäre.
Meteorol. Rdsch. 24, 183-188 (1971).
Attmannspacher,W.:
Ueber Extremwerte des natürlichen und anthropogenen
bodennahen Ozons.
Meteorol.. Rdsch. 29, 33-38 (1976).
Hartmannsgruber, R.:
Extrem hohe Werte des bodennahen Ozonsam Hohenpeissenberg,
gemessen mit zwei verschiedenen Ozonmessgeräten.
Meteorol. Rdsch. 30,. 192 (1977).
Hartmannsgruber, R.:
Erste Messungen des bodennahen Ozons am Hohenpeissenberg.
Meteorol. Rdsch. 31, 24-25 (1978).
Reiter, R., Kanter, H.J., Sladkovic, R. und
Plötzl, K. :
Measurement of airborne radioactivity ahd its
meteorological application, Part V.
Annual Report,ERDA Document No. NYO-3425-12,
March 1976.
Warmbt, W.:
Luftchemisehe Untersuchungen des bodennahen
Ozons 1952-61.
Abh. Meteor. DienstDDR Nr. 72, 1^95 (1964).

-77-
551 .501 .45:551.551.2
THE OPTtMAL LiNE FOR TURBULENT WtND OSCtLLATIONS
DETERMtNED FROM ENERGY SPECTRA
tnga L!sac
Geophysical institute
Facuity of Sciences, University of Zagreb
Zagreb, Yugosiavia
Abstract The variance spectra for wind components
aitow the determination of predominant direetiön
for pronounced air ftow turbulent oseiiiations. The
direetiön can be determined under the assumption
that an oseiiiation with a given time period can be
treated as being approximateiy a periodic sinus function.
The main steps in the mathematica! procedure
with the aid of which the direetiön can be determined
are given in the report. The procedure has
been appiied to the spectral anaiysis resuits for
surface wind in Zagreb.
1. INTRODUCTtON
in a stream fietd with a vector which does
not change in direetiön and changes in veiocity with
respect to time, a line paraiiei to the stream exists
aiong which the veiocity variance has its maximum.
On the other hand in a stream field with a
vector unsteady in direetiön and in veiocity, the
vatues of vetocity variance in any direetiön do not
necessariiy need to differ significantty.
The surface ocean stream presents a stream
field With a prevailing direetiön of movement, during
some time interval, for exampie one month. On
the other hand the surface air flow presents a
stream fietd with mainty unsteady direetiön during
the same time intervat.
The spectra] anaiysis of surface wind components
time seria shows that in an unsteady surface
wind fieid, there exist tines withmaximai partiat
variances (the variances corresponding to some period
intervat of turbulent oscittations). For different
period intervats these tines differ in direetiön.
They can be catted the tines of predominant
or optimal devetopment of turbutent oscittations,
corresponding to the period intervat AT.
It witt be shown how it is possibte to determine
the direetiön of the optima! tine for some
turbulent oseiitation with period T, as weil as the
maxima! amptitude, deveioped on the optima! iine.
The method has been apptied on the spectrai
anatysis resutts for surface wind components in
Zagreb, the capitat in Sociatistic Republic of Croatia
in Federal Sociatistic Repubtic of Yugostavia.
2. THEORY
Assume that there is a sinusoidat oscittation
on each of the Cartesian coordinate axes. Osciltations
devetope around zero with an amptitude u„
and v.with the same period T= 2^f and with a phase
difference :
u. = H-oS^-n t l
V =1?« stvt (t +1? ) J O
it can be s_hown that the two oscittations resutt
in a vector V whose vetocity is in generat a
periodic function, oscittating around a mean V# 0,
keeping ttie-tna/m. period T= 2*3*, and with an amptitutude
depending on the phase angte (Lisac !977). The
end of the resuttant vector moves in ah ettipticat^,
pattern. The end of the perturbation vector \7-V
moves atong the same eüipse as we!t. The eüipse is
expressed by the fottowing equation:
tt is the equation for an ettipse with the centre
at the origin of the coordinate system and with the
axes situated in any direetiön (Figure ].). The hatf
axes a and b of the ettipse can be determined from
the fottowing expressions:
Ü7v^—^ * 67^ 1 (3)
is the angte between the hatfaxis a and abscissa
(u) and is defined by equation:
Ho - ^
(4)
^ 2M..V.COSV"
VA
Figure t.
The expressions (3) and (4) are obtained if ettipse
is presented in a new coordinate system (f after
the rotation from the previous one (u,v) for an angte
y3 , so that the new coordinates become identicai
to the major and minor ettipticat axes:
U.= fCfHY-/nst/H*f }
(5)
The ettipticat hatf axes a änd b and the angte
-f* can be catcutated if .we put the term containing
j-*) equat to zero. For

-78-
Knowing the ampütudes and v, and the angle
/

-79-
F!gure 2. The position of optima) iines and the partia] variance
distribution for three significant period intervais
(Zagreb- GriE 1956-1960).
! —* ME 11
Y$ar ME *1-30
S) 31
Ms s
Wi
Sp
So
' Fa
The angte-P for the oscittations connected
with synoptica) disturbances in Zagreb varies from
30-45°towards the positive part of zona) eomponent,
depending on the season. The optimal tine angte for
diurnai oseiitation varies between 83°and 90°and
for semidiurnai osciüations between 8l°and 85*depending
w the season. The mean difference in -f
for diurna) and semidiurnai osciüations is aproximately
3".
4. CONCLUStONS
Figure 2. shows the optima) ünes for three
significant period intervais, drawn on a diagram
of partiai variance distribution for different components
inside the same period intervais.
The surface wind variations in Zagreb caused
by synoptica) disturbances are mostiy pronounced
aiong NE-SW tine, or better between NE-SWand ENE-
WSW tine. Such an orientation of the optimal tine
for synoptica) disturbances is topographicaüyconditioned.
The mountain ränge Medvednica, with the
mountain peak Stjeme 1035 m high, is situated aiong
the same tine. Zagreb is situated at the southeast
foot of the mountain. The centre of Zagreb is located
about to km south from the mountain peak.
3 s2
aartb
A = 1S*
Figure 3.
3
6?
46
Figure 3. presents the horizontai distribution
of the vector mean within a distance of 30 to 50 km
from the centre of Zagreb. The vector means have
been evaiuated for cases when the mean or strong NE
wind (V^5 m sec**^) was biowing on Zagreb-Gric observatory
for at ieast 3 hours, according to the anemogram
(for the time 1956-1960, Lisac t965). Midd)e
or strong NE wind in Zagreb is atways connected with
a synoptica) disturbance . According to the figure
3. the sites east of Zagreb have mainiy N wind but
comvng cioser to Zagreb and to Medvednica the wind
turnes in direetiön more and more to NE.
The orientation of optima! ]Ines both diurna!
and semidiurna! osciüations are very c!ose to meridian
and show almost negtigabie variations with
seasons. This agrees with the fact that diurnai and
semidiurna] osci!tation:are the first two harmonics
of diurna) changes, contained in almost aü meteorologica)
time seria, and have rather g]oba) character.
The amptitude values vary more, but both the
amptitude and angte for semidiurnai osciüations
are more steady over a year than they are for diurna!
oscittations. The reason is probably in a fact
that the diurna) oscittations are atso more infiuenced
by iocai thermodynamic conditions than the
other daity harmonics. The resutts from titerature
relating on the harmontc and spectra) anaüsis of
meteoroiogica) time seria,!ead to the simitar conciusion
(Chapman and Lindzen 1970, Matk 1970,Votaric
'976)
5. AKNOWLEDGEMENT
I woutd üke to express my gratidude to prof.
dr B.Makjanic who stimutated me to try to sotve the
probtem. The advices and the discussion with prof.
dr B. Zetenko have been very usefu) to me during
the time of the study. For the help in transiation
t woutd like to thank to Mr T.Paasuke.
6. REFERENCES
Chapman,S. and Lindzen,R.S.,1970: Atmospheric tides,
Gordon and Breach.Sci.Pubt. N.Y.
Lisac,). )965: Utjecaj Medvednice na strujanje nad
Zagrebom (The inftuence of mountain
Medvednica on the airftow tn Zagreb),
unpubttshed master theses.
!977: Seasona] and interannua) Variation
of the surface energy spectra in a
period intervai 2 hrs to 12 days.
Proc.US Nat. Conf. Wind Eng. Res.
June !975, CSU Ft. Co ü ins USA, pp.
i-30-1 to 4.
1977: A contribution to the knowiedge of
the structure of the surface air fiow
in Zagreb. Unpubtished manuscript.
Voiaric,B.t976: Personal discussion about the resutLs
of calculations the daüy harmonics
of meteteorotogicai etements.-
Watk,O.G.,1970: Zur tnterpretation von Energie Round
Quadraturspectrum meteoroiogischer
Parameter, Münchner Univ.Schi-.,
No 20, pp. 37.

-80-
551.555.3:551.557.6
LEE SIDE WIND PROEILES DURING FOEHN
Peter D. Phillips and Hans Richner
Laboratory for Atmospheric Physics ETH
8093 Zürich, Switzerland
Abstract The 82 pilot balloon and radiosonde
ascents made in the Reuss Valley of Northern
Switzerland during Foehn are divided into five
groups and a preliminary analysis is made tp see
i f any simple relationship exists between the
height of the internal boundary surface and the
wind veiocity in the cold pool or in the lower
region of the foehn. A persistent SSE jet seen on
many ascents below the main foehn tongue is considered
in relation to the: topography of the region.
1. INTRODUCTION
Foehn is one of the more dramatic of mountain
associated meteorological phenomena. I t is known
under a variety of names in most mountainous
regions of the worid and the physicai processes
which produce i t are now well understood (see
Brinkmann (1971)). Together with other lee side
phenomena {(Lilly ! (1978) or Lilly änd Kennedy
(1973)) i t forms an important topic lh present day
research into the flow of air over and around
mountains (Nicholls (1973.)) .
The project started in 1968 with the study
of the biometeorologicai effects of foehn, but i t
soon became apparent that man's subj ective wellbeing
could not be considered in Isolation from
the dynamics öf the atmosphere. Under normal circumstances,
the foehn air ädvancing over a mountain
ränge pushes back the cold stagnant air which has
coiiected in the lee. In Switzerland, however, the
Jura mountains lying to the north of the Alps act
as an effective barrier preventing the flushing
out of the cold pool in the alpine Valleys and the
resulting strong inversion and marked wind shear
can persist for several days.
In order to investigate gravity and shear
waves in the cold pool-foehn boundary, an Acoustic
Echo Sounder (AES) was built and has been in
Operation during foehn for the last two years.
Although the AES can give an excellent qualitative
picture of the lower atmosphere, in-sitü data are
required for the fuller interpetation of the record
i t produces. A tethered balloon, instrumented for
temperature, pressure, humidity and wind veiocity
measurements is available. Additional data is
supplied by a 16 m tower on the Site of the BAllon
STÄtion Merenschwand (BASTAM) and by automatic
weather stations situated on Hills around the field
Station. The topography of the area can be seen in
Figure 1.
deployed during relatively light winds: wind speeds
above 10 m/s and strong directional wind sheärscommon
occurancos during foehn - can cause probiems.
Its relative slow rate of ascent ahd descent
(typically 0.5 m/s) means that determination of an
instantaneous profile of the atmosphere is impossible
As a result, radio sonde änd pilot balloon ascents
are made at regulär intervais to Supplement the
tethered balloon data.
During ascents, observations of the balloon
are made at 15, 30 or 60 second intervais using a
Standard balloon theodolite and the data is processed
by Computer to produce profiies of wind
speed and direction and also the balloon trajectory.
I t is at this s^age worthwhile to compare
briefly the two ballooning techniques. While the
use öf radiosondes has a number of advantäges -
LUGERNE
6
5 km

-81-
H[km!
a
e
d)
-2
12. 16 12 16 8 12 16
8 12 16 Vtms"]
Figure 2. Examples of. the four basic foehn profile categories a) A, b) B, c) Cl/ d) C2.
temperature, pressure and humidity data are obtained
und also the height of the balloon can be more
accurately determined than with pilot balloons where
a constant rate of ascent is assumed (Berry et al.
(1945)) - not only is more careful and time consumlng
preparation necessary, but also more time is
required for the processing of the data to yield
even a wind profile. The assumption of a constant
rate of ascent has proved adequate since foehn in
the Valleys is a quasi-horizontal phenomenon and
the verticai eomponent of the wind is typically not
more than 10 % of the balloon's verticai veiocity.
Good agreement (± 15 %) was found both in height
and veiocity of the värious layers deduced from
pilot balloon and radiosonde ascents made within
än hour or so of eachdther.1t is hoped in the near
future to eqüip pilot balloons with a temperature
sonde package ahd to use a rangefinder for more
accurate tracking. This will to a Iarge extent
bridge the data gäp between the two current techniques.
3. BALLOON DATA ANALYSIS
As, mentioned above, a Computer is available
to provide a quasi-real time analysis of balloon
ascents and the programme of work for the day can
be continuously up-dated as a result of the profiies
obtained. A more detailed analysis takes place at
the end of each period. In this paper, only wind
profiies wiil be considered.
During the two periods of field research
(Winter-Spring 1976-77 and 1978) a total of 82
ascents (54 pilot balloons and 28 radiosondes) were
made. With the exception of 6 pilot balloons, all
ascents were made and observed from BASTAM. It was
found that the profiies thus obtained feil into 5
categories.
A The foehn layer reaches to the ground. The cold
pool has been driven north by the advancing foehn
and so the wind at the ground is from the south.
There is no internal boundary surface and hence
no source for gravity waves in the lowest regions
of the atmosphere. 13 ascents fall into this
category (see Figure 2a).
determine whether the wind changes from north
to south via east or west. The boundary is
usually, although not aiways, characterized by
a wind veiocity minimum. 25 ascents fall into
this category (Figure 2b).
C The cold pool persists in the lowest couple of
hundred metres with foehn above. The boundary
between the two layers occupies a verticai extent
in excess of 50 m. This group can be subdivided
into two categories:
X
Cl
C2
The internal boundary eoiheides with a
definite minimum in the horizontal wind
speed (Figure 2c).
There. is no def inite minimum in the horizontal
wind speed (Figure 2d).
Category Cl contains 17 ascents and c2 15.
There is no foehn. These ascents were made after
the withdrawal or the brak up of the foehn. They
will not be considered further in this paper.
Any attempt to categorise wind profiies in
this way is by its very nature artificial and, to
a certain degree, subjective. The verticai resoiution
of the wind veiocity is- dependant on the
time interval between Observation and the'ascent
veiocity of the balloon. In the case of pilot ascents,
the verticai veiocity varies from balloon to balloon,
being a function of the free l i f t änd the weight of
the balloon (at night with battery and bülb). The
radio sondes had, in general, ä. higher intrinsic
ascent rate although this was reduced by the use
of the return parachute for braklng. The frequency
of the observations was dependant oh the mahpower
available, and a balloon was sömetimes temporarily
"lost" at the critical stage düe to its sudden
change in motion. Further difficulties were encountered
in sübdividihg group C. A minimum speed
at the boundary was considered definite i f i t was
less than 60 % of the wind speed which wouid have
been expeeted at that level, had the minimum been
äbsent. Where there was practically no wind below
the foehn, the ascent was put into category B.
B
The cold pool persists in the lowest couple of
hundred metres with foehn above. The boundary
between the two layers occupies a verticai extent
of less than 50 m. I t is usually impossible to
Each group was then considered indivldually
to see whether a correiation could be found between
the intensity of the wind field and the height of
the internal boundary H . Since, by definition,

-82-
ascents in category A did not display such a
boundary, they coüid not be considered in this way.
In each case ä correlation coefficient was derived
änd its significance tested.
The first relationship investigated was that
between Hg and V^^, the maximum veiocity of the
cold pool wind. For ascents in category B, the
correlation coefficient wäs not significänt even at
the 10 % level; that is to say, if the data had been
generated purely at random, an equally good correlation
wouid have been obtained with a pfobäbility
of more than 10 %. Group Cl, with a correlation
coefficient of 0.77 was, on the other hand, significant
even at the 0.1 % level. The correlation
coefficient of group C2 was 0.49, being significant
at the 5 % .leyel, and combining groups Cl and C2
produced a correlation coefficient of 0.53 which
was significant at the 1 % level.
The relationship between Hg and Vf, the
maximum foehn veiocity was considered. This time
the groups were somewhat smaller -since i t was not
aiways clear whether the region of maximum foehn
had been reached with the profile. In each case
there was l i t t l e evidence of correlation between
these two parameters.
As a result a third relationship was examined.
A parameter R was defined by
R = V^/ (Hf - Hg)
where Bf is the height at which the foehn maximum
occurred. This was correlated with Hg producing
somewhat better results. The highest significance
was found in group B where, nonetheiess, the error
probäbility was s t i l l around 10 %.
The high significance of the correlation
coefficient in the first test for groups Cl and G2
shows that, despite the crudeness of the approach
(no attention is paid tö the temperature profile
or to the synoptic scale meteoroiogy), some basic
dynamical relation does exist between the wind in
the cold pool and the height- of the boundary. In
the case where the boundary extends over some verticai
distance and the wind speed is a minimum, this
relationship seems to be linear. Even without the
distinction between groups Cl and G2, the linear
relationship appears to hold. The difference in
significance between the results for these two
groups, bearing in mind that both sets had a similar
number of members, Supports the criterion by which
they were separated, as does the very different
result obtained with group B. The significance of
this group was poor, despite the comparatively Iarge
number of group members. Inspection of the data from
this category shows that i t also could be divided.
In general, Sharp boundaries occur when the foehn
is relatively close to the ground: in the Reuss
Valley, this usually means that the foehn is either
adväncing or retreating. I t is possible that better
correlation wouid result i f the adväncing and retreating
profiies were considered separately.
The low significance of the correlation
coefficients in the second test shows that no
linear relationship exists between Hg and Vf. The
results of the third test (correlating Hg with R)
are l i t t l e better for all the groups. Just as in
the second test, group B fared the best in the third.
This has two possible causes. Firstly, group B
comprises those ascents where the internal boundary
is Sharp. Hence, since a wind direction change of
typically 150°-180° is invoived, the wind speed in
that layer has a noticable minimum. So R is in
effect an average wind speed gradient in the lower
region of the foehn. In C, the; internal boundary
may inciude a minimum wind speed, but this needs
not neeessarily be near zero. So in these cases,
the parameter R is merely a weighting factor.
Secondly, the better result with group B could be
due purely statistically to the Iarger number of
samples available.
The Solution to this probiem can be found by
considering the correlations for the three different
groups. Group B has a correlation coefficient of
0.32 which is in fact below the 0.35 calculated for
group Cl. So here at least, the size of the sample
seems to be important in determining the significance
of the result. The group C2 (no definite minimum
between cold pool and foehn) has a very low correlation
coefficient - 0.07 - despite its similar size.
So i t seems thät the effect of the group size plays
a müch lesser role in determining the significance
of the result than the definition of the factor R.
4. THE REUSSTAL JET
On stüdying all the available wind profiies
i t became apparent thät the wind in the coid pool
was determined largely by the topography of the
Reuss Valley - usually Its direction wäs NNW. East
or West winds were only observed at the ground when
they were comparitively light. Within the lowest
region of the foehn, the wind direction tended to
be SSE, i.e. the foehn blows parallel to the constraining
mountain ranges t° the east and west of
the Valley.
WSW
LINDENBERG
."1
25 kl
-0.5
COLD POOL
"77V7V
/REUSS
//////
SW-W)ND
WARM FRONT
FREE FLOWiNG
FOEHN
SSE-JET
ENE
ALBtS
2 km
///// % % % %
Figure 3. Cross section through the Reuss Valley at
1120 CET, 24 February 1978, showing four
layers. Note that the jet runs parallel
to the NNW-SSE axis of the Valley. Wind
speed at the varlous levels is given by
the number of rings: - 1 ring = 4 m/s.
Empty circles denote wind eomponent out of
page, crossed circles denote wind into
page.

-83-
After discarding some profiies, either because
they did not extend high enough or because the foehn
base was more than 500 m above the Valley floor
(therefore above the flanking hüls) , i t was found
that 26 ascents showed a double foehn tongue, the
lower part being SSE, parallel to the Valley axis,
the upper.part being the free-flowing foehn, having
a direction anywhere between SE and SW. In most
cases this internal boundary, typified by a sharp
change in wind direction, also exhibited a wind
speed minimum. Figures 2a, 2b and 2d all show this
structure, while in the. case of Figure 2c, the
pool extends above the surrounding hills. The
appearance of the SSE jet is, in itself, not altogether
unexpected. What is surprising is the height
up to which i t extends, not simply to about 600 m
above the ground, but much higher, on öccasions up
to 1800 m.
rükmj
1.5
0.5
/
o -H- +
0 +
o
10 V[ms"l15
Figure 4.. The height of the SSE jet, Hf , as a
function of the average wind speed, V
within the jet. Crosses and circles
denote cold pool depth greater than and
less than 250 m respectively. The line
* is the least Squares f i t fbr the data.
Figure 3 shows a WSW, ENE cross-section
through the Reuss Valley with a typical balloon
trajectory. Note that NNW is into the page. The
data from the 26 ascents are assembled in Figure 4
which shows:Hf, the height of the boundary between
the two foehn tongues; as ä function of V, the
average veiocity of the SSE jet. A Statistical
analysis of the data gives a correiation coefficient
pf 0.58 which is significant at the 1 % levei. In
this figure, the line represents the ieast Squares
f i t for the data; crosses denote cases where the
depth of the cold pool was greater than 250 m,
circles where i t was shällower than 25.0 m. It is
interesting to note that the depth of the cold
pool seems to be of l i t t l e importance. A similarly
high correlation exists between the maximum veiocity
of the lower jet and the height of the boundary.
5. CONCLUSIONS
In this paper a preliminary look has been
taken at just a smail portion of the data which has
been coiiected during the foehn campaigns cf the
last two winters. It has been.considered virtually
in isolation from other data and treated in an
elementary and incomplete manner. Nevertheless,
the following results are worthy of note.
1 It seems that foehn profiies can be divided into
4 or perhaps 5 categories simply by considering the
nature of the cold pool-foehn boundary.
2 There is some evidence to suggest a simple
relationship between the veiocity of the wind in
the cold pool and i'ts depth which has l i t t l e dependance
on the temperature structure of the
atmosphere.
3 There is also evidence of a relationship between
the wind speed gradient in the lower regions of the
foehn layer and the height of the cold pool-foehn
boundary.
4 The ducting of foehn by Valleys which lie skew
to the north-south foehn axis seems to extend much
higher than wouid he expeeted. This seems to be
l i t t l e infiuenced.by the direction of the freeflowing
foehn above, ör the depth of the cold pool
below.
Analysis of the data will continue änd i t is
hoped that a dynamical theory will be found to f i t
these empirical results.
6. ACKNOWLEDGEMENTS
The project under which the work described
above has been undertaken is financed by the Swiss
National Science Foundation Girant 2.,751-0.77'. The
authors.also wish to thank Werner Nater for his
help in preparing this paper,.
7. REFERENCES
Berry, F.Ä.;jr.:, E. Bollay and N.R. Beers:, 1945:
Handbook of Meteoroiogy. Mc Graw-Hill, New
York, 1068 pp.
Brinkmann, W.A.R., 1971: What is Foehn? Weather, 26,
230^239.
Lilly,
D.K., 1978: A severe downsldpe storm and
aircraft turbulence event induced by a
mountain wave. J. Atmos. Sei. 35, 59-77;
Lillys D.K. and P.J. Kennedy, 1973:. Observations
of a statlohary mountain wave pattern and its
associated momentum flux and energy dissipation.
J. Atmös. Sei., 30,. 1135-1152.
Nicholls, J.M., 1973: The airflow over mountains.
Research 1958-1972. WMO Tech. Note No. 127,
73 pp.
It. is clear that the foehn jet is the result
of some sort of ducting. There are a number of
Valleys paraiiei to the Reuss, but howhere do the
deviding hüls attain a height of more than 950 m
above M.S.L^ (60Q m above BASTAM). There is, unfortunately
no comparabie data from the neighbouring
Valleys, but i t is safe to assume that a
similar verticai structure exists in these regions
too. I t wouid seem that a number of parallel jets
in these Valleys reinforce eachother, but the dynamics
of the probiem is by no means clear.

-84-
551 .553.12(237.11)
MOUNTAIN WINDS IN THE PLAIMS
E. Dreiseiti^and R. Phelps
Department of Atmospheric Science
Colorado State University
Fort Collins, Colorado, USA
Abstract The local wind Systems(upvalley, downvalley)
east of the Colorado Rocky Mountains
were analyzed. (Denver, Greeley, Fort Collins
and Brushj. Well pronounced diurnai direction
changes and the possible impact on air pollution
were discussed.
Zusammenfassung Tal- und Bergwindsysteme für
einige Stationen (Denver, Greeley, Brush and
Fort Collins) in den Ausläufern der östiichen
Rocky Mountains wurden studiert und die deutlich
entwickelten tagesperiodischen Richtungsänderungen
und ihre Bedeutung für die Probleme der Luftverunreinigung
untersucht.
INTRODUCTION
The Northeastern plains of Colorado, extending
north from -Denver t° Ft. Collins, are
experiencing a period of, rapid population growth
and ürbanization. As population, industry, and
automobile traffic increases, there is an increased
potential for severe pollution episodes.
Atmospheric conditions during the winter season,
I.e. light winds and strong temperature inversions,
further contribute to the, pollution
probiem. Denver can be ranked in the top three
U.S. eitles in production of carbon monoxide
pollution during the winter months.. EPA Standards
are violated approximately one-third of the time
and there are approximately ten pollution alerts
per year ih Denver (Cörrih, 1978). Breakup of
these potentially serious conditions occur with
increased winds from synoptic scale Systems and
chinook winds. Inspite of this region being
relatively flat, local wind Systems develop in
the äbsence of strong synoptic scale pressure
gradients. Two rivers cross this region, the
Cache La Poudre ahd South Platte, both of which
Iie in shallow and flat river basins. Meteorological
data for this region is available from
preyioüs research projects conducted in the
area (Dreiseitl and Reiter, 1978; Reeser, et al.,
1977; Reiter, 1967; Reiter, et al., 1978). This
report attempts to- connect thöse findings. to a
diurnai wind reversal in local flow patterns
and its possible effect upon pollution episodes.
MEASUREMENTS
Measurements were taken at four Sites in
Northeastern Colorado:
Greeley, 1425 m - This site was one of numerous
stations erected to investigate weather effects
upoh energy utilization in the city (Reiter,
et al., 1976). The Station was iess than 1 km
to the south of the Cache La poudre River and
on the northwest outskirts öf the city. Winds
were taken at 3 m height.
Brush, 1338 m - Ah environmental impact study
was performed here from October, 1976 - June,
1977 (Reeser, et al., 1977). The Station was
located 135 km east of the Rocky Mountains foöthills.
A ground monitoring facility was employed
utilizing surface sensors, acoustic radar,, dual
theodolite, temperature sondes, and pilot balloon.
Ground data and 500 soundings Were used with the
ground data monitored at 10 m heigth.
Denver, 1610 m - This data was recorded at the
NWS Station ät Stapleton International Airport.
Routine ground measurements ahd radiosonde data
were used (Environmental Data Service, 1977).
Fort Collins, 1519 m - A university-operated
weather Station was utilized with winds measured
at 10 m height (McKee, 1978).
The data sample consisted of 18 days between
17 -December, 1976 ahd 6 March, 1977, based upon
weather conditions in Greeley. Low wind spe.eds
(0-=v=l m sec ) and clear skies were the prerequisite
för distinguishing local wind Systems,
as opposed to Iarger synoptic scale wind patterns.
Average wind speeds for the 18-days period are
listed in Table I .
TABLE I Average wind Speeds
Greeley
Brush
Denver
Ft. Collins
0.8 m/sec
3.5
3.0
1.2
Diurnai wind Systems were classified in terms
of length of uniform wind direction. Day and night
periods for each Station are shown in Table I I .
TABLE I I
Greeley
Brush
Denyer
Ft.Collins
Daytime and Nighttime Periods
DAY
6pm - lOam
9pm - 12am
lpm - 8am
9pm - 9am
NIGHT
11am - 5pm
lpm - 8pm
1.1 am - 5pm
lpm - 5pm
Table I I I lists the frequencies of wind
direction for the four stations during the
18-däy period.
TABLE I I I
NIGHTTIME
Frequency (%) of Wind Directions
346- 16- 46- 76- 106- 136- 166- 196- 226- 256- 286- 316-
15° 45° 76° 105° 135° 165! 195° 225° 255° 285° 315° 345°
GREELEY 3-0 1.53.4
1.9 0.8 2.7 6.9 24.8 41.6 4.6 3.8 5.0
BRUSH 0-4 2.60.4
0.4 3.8 9.4 2.6 16.7 56j.4 6.0 0.9 0.4
DENVER 1-S 2.31.2
5.4 6.2 38.5 33.8 4.6 2.31.9 l.Ö 1.5
FT.COLLINS 4-3 4.35.7
1.4 2.9 7.1 6.7 7.1 ).4- 40.0 20.0
DAYTIME
GREELEY 1-0 4.2 26.0 16.7 15.6 15.6 5.2 5.2 4.2 2.1 3.1 1 .0
BRUSH ^ 5-0 13.5 10.9 11.8 12.6 10.9 6.7 5.9 12.6 5.9 0.8 3.4
DENVER 10.3 10.3 16.5 12.4 5.2 2.17.2 1.0 4.1 7.2 7.2 16.5
FT.COLLINS 3-0 1 .5 6.1 10.6 33.3 21.2 7.6 - - 1.5 7.6 7.6
Present address: Institut für Meteorologie und
Geophysik d. Universität Innsbruck, Österreich

-85-
RESULTS
The nighttime wind patterns were predominantly
downvalley (Fig.1). Greeley experienced a
W-wind frequency of 42% and a SSW-wind frequency
of 25%.Thus, two-thirds of the observed winds
were downvalley. The maximum frequency at Brush
FORT
COLLINS
T. GREELEY
OENVER
10%
BRUSH
0 25km 50 km
Figure 1. Frequency of wind direction at
nighttime
was from the W at 56%, with a secondary maximum
from the SW of 17%. The SW flow could be attributed
to the instrument's location on the south
slope of the river bed. Winds at Denver were from
the S and SW with a 72% frequency. The influence
of the WSW-ENE orientation of the South Platte
River could be seen. The existence of vaiiey winds
in Denver has been well documented in the past
(Reiter, et al., 1966; Reiter, 1967; Riehl and
Crow, 1962; Riehl and Herkof, 1972). The downvalley
wind was also existant at Ft. Collins,
where WNW and N winds occurred with a 60% frequency.
As in Denver, the influence of a rivervalley
was evident.
Generally, daytime winds were opposite to
those at night (Fig.2). Upvalley flow was of
shorter duration and less directional steadiness
than was the downvalley flow. At Greeley
FORT
COLLINS
GREELEY
OEMVER
o"3 2^
o%
BRUSH
Figure 2. Frequency of wind direction at daytime
westerly flow was reduced to a 4% frequency,
while easterly winds increased to 26%. W winds
which dominated the Brush nighttime regime were
reduced to 12%, with ENE-S winds having a combined
frequency of 60%. Denver experienced a decrease
in S & SW wind frequency from 72% to 9%, while
N & E winds each had a 17% frequency. The wind
at Ft. Collins changed from WNW to SSW and S
with a frequency of 55%.
CONCLUSION
Local wind Systems with well-defined direc-.
tional reversals are found on the Northeastern
plains of Colorado. These wind patterns develop
under the same weather conditions wich also favor
the development of temperature inversions. Observations
have shown a hight frequency of wintertime
inversions with average heights of several
hundred meters (Reese, et al., 1977, Reiter,
1967). Generally, the strengthening of a wind
system enhances pollution dispersion,but observations
of the pendulum-motion of the local winds
show that the pollution plume is transported out
of the region during the night and morning hours
and returns in the afternoön with the wind reversal.
Small-scale lateral diffusiön is not Iarge
enough to destroy the identity of a polluted mass,
thus making possible the return of the same
polluted body of air (Riehl and Crow, 1962).
Several severe pollution episodes have taken place
with this wind reversal (Reiter, et al., 1966).
REFERENCES
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Dreiseitl, E. and E.R. Reiter, 1978: Local winds
inside a city. Arch.Met.Geoph.Biocl. Ser. B
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Environmental Data Service, 1977: Local Climatological
Data, Monthly Summary, January-
March, 1977. National Climatic Center, NOAA,
Ashevilie, N.C.
McKee, T.B., 1978: Personal
Communications.
Reeser, W.K., E.R. Reiter and E.M. Roberts, 1977:
Air quality studies for the Pawnee Generating
Station, Brush, Colorado. October 1976 through
June 1977. Report to the Colorado Air Pollution
Control Commission. 94 pp.
Reiter, E.R., 1976: Meteorological conditions at
the Fort St. Vrain nuclear generating Station.
Department of Atmospheric Science, Colorado
State University, Ft. Collins, Colorado. 63 pp.
, N.J. Djordjevic, W. Ehrman and G. Swanson,
1966: Further studies of Denver air pollution.
Atmospheric Science Paper No. 105, Department
of Atmospheric Science, Colorado State University,
Fort Collins, Colorado, 146 pp.
, G.R. Johnson, W.L. Somervell, E.J. Sparling,
E. Dreiseitl, B.C. MacDonald, J.P. McGuirk
and A.M. Starr, 1976: The effects of atmospheric
variability on energy utilization and
conservation. Final Report 1976. Environmental
Research Paper No.5, Colorado State University,
Fort Collins, Colorado, 72 pp.
, E. Dreiseitl, G.R. Johnson, H.H. Leong, B.C
Mac Donald, W.L. Somervell and A.M. Starr,
1978: The effects of atmospheric variability
on energy utilization and conservation.Final
Report 1978. Environmental Research Paper
No. 14. Colorado State University, Fort
Collins, Colorado, 74 pp.
Riehl, H. ahd L.W. Crow,' 1962: A study of Denver
air poilution. Technical Report No.33, Dept.
of Atm- Science, CSU, Ft.Collins, Col., 15 pp.
, and D. Herkhof, 1972: Some aspects of Denver
air pollution meteoroiogy. J.Appl.Meteor.,14,
pp. lö4o - lo47.

-86-
551.553,8(234.323)
STARKWINDE UND WETTERLAGEN
IN DEN DINARISCHEN ALPEN
Edita Lonc'ar
Hydrometeorologisches Institut
Zagreb, Jugoslawien
Abstract A climatological-synoptical investigation
of cases with the highest wind veiocity hourly
means at Gospic (Yugoslavia) indicates, that
strong winds in this region blow during a meridional
circulation. Simultaneously a local orography
influence coincides with a Iarge scale flow.
Zusammenfassung Eine klimatologisch-synoptische
Untersuchung der Fälle mit den grössten werten der
Stundenwindgeschwindigkeit in Gospic (Jugoslawien)
zeigt, dass die Starkwinde in diesem Gebiet bei
meridionaler Zirkulation auftreten, da die lokale
Orographie mit der MakroStrömung übereinstimmt.
1, EINLEITUNG
Im Rahmen des Klimaforschungsprogramms Kroatiens
wurden klimatologisch-synoptische Untersuchungen
der Starkwindverhältnisse in Lika (SW-
Kroatien) durchgeführt (Figur 1).
Mit Hilfe der langjährigen Windregistrierungen
(1966 - 1975) für Gospic (-M4°33', A=15°22')
in 564 m Seehöhe wurden die höchsten Windgeschwindigkeiten
(von 13,9 m/sec bis 14,6 m/sec) nur in
einigen Monaten des kalten Teils des Jahres festgestellt
(Figur 2).
Es stellt sich dabei die Frage, ob diese
Windfälle genügend eng mit der Druckverteilung
(Mesoscale) und mit der wetteriage korreliert werden
können.
1533
OGUUN
2. KLIMATOLOGISCHE ANALYSE
Die höchsten Windgeschwindigkeiten (Klasse
13,9 - 17,1 m/sec) sind nicht häufig in Gospic
(relative Häufigkeit 0,3 %o oder 0,4 %o im Zeitraum
1966 - 1975) und sie treten nur im Februar,
November und Dezember (Figur 2) auf.
Die beobachteten Starkwinde (13,9 - 14,6
m/sec) wehen aus der Richtung des Nordquadranten
(NE und NNE-Winde) oder aus der Richtung des
Südquadranten (ESE, SE und S-Winde).
Der Vergleich der mittleren Stundenwindgeschwindigkeiten
der einzelnen Windrichtungen
(Figur 3) mit den entsprechenden relativen Häufigkeiten
(Figur 4) zeigt, dass NNE, N, S, SE und
SSE-Windrichtungen die höchsten Mittelwerte der
Stundenwindgeschwindigkeit aufweisen (Figur 3).
Dabei ist die relative Häufigkeit der Winde aus
NNE, N und SSE bedeutend grösser als diejenige
der übrigen Richtungen (Figur 4).
Hier ist die Tatsache zu betonen, dass die
Wahrscheinlichkeit des Auftretens von Starkwinden
(13,9 - 14,6 m/sec) für Winde der S-Richtung
grösser ist, als für Winde aus anderen Richtungen
(Tabelle 1),
Tabelle 1. Eintrittswahrscheinlichkeit (%) von
Starkwinden, Gospic 1966 - 1975
Windrichtung NNE NE ESE SE
Wahrscheinlichkeit (X) 0,1 0,2 0,1 0,1 0,4
/see 0.0 0.3 1.6 3.4 5.5 8 0 10 8 13.9
0.2 [ 1.5 i 3.3 [5.4 ,7 9 ,10 7 ,13.8 [17.1
M.LOSINJ
ERLÄUTERUNG
— 2"/.
C = 0.4 */.
699
Koosptc
15^30
!758
t657
Figur 1. Geographische Lage von Gospic mit der
windrichtungsverteilung (jährliche
Windrose für die Periode 1966 - 1975)
Xt
160
550 0.3
250 150 50 10 5
Figur 2. Relative Häufigkeiten (%o) der Windgeschwindigkeiten,
Gospic 1966 - 1975
Bei Betrachtung der mittleren monatlichen Tagesgänge
nach Figur 5 erweist sich der Februar
als Monat mit den höchsten Windgeschwindigkeiten.
Das Maximum tritt in den frühen Nachmittagsstunden
(13 bis 14 Uhr), das Minimum in der Nacht
(zwischen 5 und 6 Uhr) auf.

-87-
X)
X)!
N NE E SE S SW W NW
NNE ENE ESE SSE SSW WSW WNW NNW
—< ) < I I I L—< I ' < < < ' ' <
3 5^ 2.5 2.5 2 5 20
5

-88-
Die Abhängigkeit der Windgeschwindigkeit vom
Luftdruckgradienten ändert sich von einem wettertyp
zum anderen. Der beste lineare Zusammenhang besteht
für die SS-Lage (Figur 7).
GOSPIC
3
. 2
1
^ 1
II 1966-1975
t ) I I I I
16 16 20 22 2t 02
ni! tau
1967.
16 16 20 22 2t 02
5. WETTERLAGEN
Die gezeigten Beispiele gehören zu den verschiedenen
Wetterlagen, die in der Figur 10 enthalten
sind. In diesen wie in anderen Fällen (4.
11.1966, 16.11.1968, 18.12.1968 und 26.2.1975)
überwiegt die meridionale Zirkulation in der unteren
Troposphäre.
1020
52
990 !000 1010
Uhr
990
Uhr GMT
970 540 552 !020
3?
!030
1030
552
020
1020
1 /Ap \
Figur 8. Mesoanalyse des Windes und des Druckfeldes
am 17.2.1967
— [SOBAREN
iSOHYPSEN
1000,
IOW '
1020 \
540\
552
564 1030
^-104 0.
990
980
KALTFRONT
WARMFRONT
9.XM 1971,
^ 12 Uhr GMT
' 1010
<
1020
<
N--,528 *^
552
GOSPIC XU 1966-1975
t m/stc
tooo
564
Im/stc ^;
!-
* i i i i i i i
5 7 9 11 H 15 17 19
9. Xll 1971.
Figur 10. Absolute Topographie 500 mbar und Bodendruckfeld
am 17.2.1967 und am 9.12.1971
Aus den vorläufigen Betrachtungen folgt, dass
die stärksten Winde in diesem Teil der Dinarischen
Alpen bei meridionaler Zirkulation des Makrosystems
eintreten, wobei sich die lokale Orographie (mit
NW-SE Richtung der umliegenden Berge) noch verstärkend
auswirkt.
6. REFERENZEN
Poje, D., 1965: Die Wettertypen in Jugoslawien und
ihre Abhängigkeit von der Höhenströmung
(Thesis)
§inik, N.,1968: Die atmosphärischen Ursachen von
Donauhochwassern in Oesterreich
während der kalten Jahreszeit.
Wetter und Leben 20, Seiten 243-249
Figur 9. Mesoanalyse des Windes und des Druckfeldes
am 9.12.1971
Molff, H.,1910: Ueber die Ermittlung des Hauptgradienten,
Met. Zeit., Seiten 79-80
Die Analyse der charakteristischen Fälle (17.
2.1967 und 9.12.1971 - Figuren 8 und 9) zeigt, dass
die Abhängigkeit des Windes in Gospie vom Luftdruckgradienten
im Beispiel vom 9.12.1971 nicht
die beste ist.

-89-
551 .521.1:551.553.12
SOLAR RADIATION AND VALLEY BREEZE
IN THE SOUTHERN PARTS OF THE ALPS
Claudio Gandino
Meteorological Observatory
CEE Joint Research Center
I - 21020 - Ispra (Varese)
Abstract The correlation between the
duration of vaiiey breeze and the daily
solar radiation is computed for the Ispra
Observatory and for the Lake Lugano buoy.
1. INTRODUCTION
In order to know if the vaiiey breeze
duration is directly correlated to the
daily energy of solar radiation, the
hourly values of wind speed and direction
are compared to the contemporary global
radiation amoünts.
This study is carried oud by
examining the records which were obtained
by meteorological intruments at the Ispra
Observatory, which is located near the
southem side of Lago Maggiore, and on
the Iarge buoy in the middle of Lake Lugano
in front of Agno.
2. EXAMINATION OF DATA
Solar globalradiation values on
horizontal surface were recorded by
bimethallic pyranometres with a paper
rolling at one centimeter per hour. This
is the 1976 version of the SIAP factory
in Bologna. Daily amoünts of global energy
were obtained by measuring the area
determined by the ink pen and by
multiplyng i t by a parameter which depended
a little on the Variation of the air
temperature.
Because an exact rule had to be fixed,
the wind veiocity was considered typical
of the vaiiey breeze, if i t increased from
two kilometers per hour to a maximum in
the afternoon. The end was determined
when the wind speed decreäsed to less than
two kilometers per hours. The wind
directions had to be S, SSE or SSW. These
were found more clearly on Lake Lugano,
because channelling of that narrow vaiiey.
In the iarger basin of Ispra the wind
directions were more diffused. In fact
the SW direction was also considered
typical of the beginning of vaiiey breeze.
Figure 1 shows the daily Variation of
wind spead at the two stations during
three typical months of 1977. The increase
in the evening is stronger in the Lake
Lugano vaiiey. Figure 5 shows the annual
wind rose.
It is worthwhile to show in Figure 2
the Variation of air temperature and
relative humidity at the buoy during two
typical days. The evening maximum air
temperature, which is well marked at Ispra,
is smoothed at the buoy by the vaiiey
breeze. In fact the air reaching the buoy
is cooled by blowing on eight Kms of lake
water. This is a measurement of a well
known perceptiön of comfort in the summer
evening near the shores of the prealpine
lakes in nor them Italy.
The accuracy of the records of
relative humidity is too bad to permit
some comments. The values at both stations
are similar.
3. RESULTS OF STATISTICAL TREATMENTS
To study the correlation between the
duration of the vaiiey breeze and the
daily solar radiation on horizontal
surface, 160 days were chosen during 1976
änd 1977. These days with vaiiey breeze
were characterized by good measurements
of solar radiation and wind. On a few
days the vaiiey breeze was not found at
Ispra in spite of the fact that i t was

-90-
recordet at Agno buoy. These days were
substituted with vaiiey breeze days.
These data were treated with some
existing routine at the Computer
laboratory of Ispra, which are named TAB1
and REGD.
Because of low values.^ of linear
correlation coefficient for 160 days, the
treatment was repeated with 12 monthly
values over two years, which gave the
longest durations of vaiiey breeze.
Table 1 shows the results which are
repeated in Figure 3 and 4 only for the
12 value groups. The correlation is better
for the duration of at least six hours
and for the daily radiation of at least
one thousand Jöule/sqcm/day. This means
that the events with stronger radiation
and less stormy weather are correlated in
a better way.
Ravera 0., (1977) "Effects of Eutrophication
on the Zooplankton of subalpine lake"
National Science Council Seminar,
Lillarbey; Ireland.
; Am
STATISTICAL PARAMETERS FOR 4 DAYS GROUP
°x °y
160-D ! o,60 1860 527 7,42 1,59
Buoy !
t
1 60-D
! 0,54 1928 557 6,76
Ispra ;
2,20
12days
Buoy
) 0,79 2059 567 9,08 1,24
12days
Ispra
0,88 2062 650 8,58 1 ,67
S0/

-91-
^4
!00
4 - ra/ny
A 6A

-92-
551 .511.2:551.553.12
ZONES OF CONVERGENCE IN LOCAL AIR FLOW
IN VALLEYS AND BASINS
Zdravko Petkovsek
Faculty of Sciences (F N T)
Ljubljana, Yugoslavia
Abstract Due to night drainage winds in
Valleys and basins the local drainage of
äir occurs, förming zones of convergence.
The position of these zones does not correspond,
in general, to the axis of the
Valleys, therefore a model is presented
for the determination of zones öf convergence
, depending on some meteorological
parameters, but mostiy on relief characteristics
o# Valleys and,basins.
1. INTRODUCTION
In local circulation, deveioped
alohg the slopes in more or less closed
relief units, at weak general gradient
pressure field, the cooled air, as is known
- e.g. DEFANT (1951) - drains downwards at
nights. As, usually, the air flow from different
directions is not equal, the zones
of convergence are generally not situated
in the m-iddle of Valleys and basins:. However,
i t is important to know their Position,
in connection with some weather phenomena
(e.g. fog, frost), and also for an
optimal urbanistic pianning, taking into
account the air qualities (location of roads,
factories, hospitals, etc). The Position
of zones of convergence may be changed,
depending on weather conditions, but
in the average; resp. most frequently, i t
is determined, however, by the effects of
relief characteristics oh the dynamics of
air currents. Therefore, this articie will
treat the positions of zones of convergence
mainiy from the point of their dependence
oh the unchanging relief characteristics
of Valleys and bassins, and a model for
their determination
will be set up.
2. THE POSITION OF A ZONE OF CONVERGENCE
The surface of convergence of a consideräble
long Valley, to which the cooled
air is draining from both-s-ide slopes, is
Shown ih the cross-section of the vaiiey
as the line of convergence, which, -in the
first approximation, should be verticai at
the ground. A simplified
the Valley in Fig. 1 shows
slopes
cross-section of
left and right
with different steepnesses (ßt,6z),
which generally does occur in most Valleys,
and its bottom, formed by alluvial Sediment,
is relatively flat, with the wideness ,L. In
the first approximation the slopes should
be of equal height, with the relative height
H.
Kz(h)
Fig. 1 Verticai cross-section of an idealized
Valley and some parameters,
influencing
the displäcement of
the zone of convergence from
axis of the
Valley.
the
General opinion is that the drainage
of air from steeper slopes into the Valley

is more considerable than from the gentler
slopes, and therefore the line of convergence
is moved towards the gentler slopes
from the axis of the Valley. However,
as a more rapid drainage of äir causes a
more intense adiabatic warming, and - as a
result - a weaker downward acceleration of
gravity of the cooled air, the veiocity of
currents aiong steeper slopes is smaller
in general at a certain cooling intensity
and in stable atmosphere, as will be seen.
Considering the equation of continuity
and the above facts, the following
(in
accordance with Fig. 1) is approximately
true:
and the line of convergence (C^) in accordance
with Fig. 1, for v^ < Vg is displaced
to the left towards the steeper slopes of
the Valley. However, as the following is
also
true
L = ^ + Lg
D = L/2 - L,
and
the relative or normalized displacement of
the line of convergence from the axis of
the vaiiey towards the steeper slope, is:
0.4-
0.2-
0.2
0.4
D/L
1 - R
2(1 + R)
V1/V2
Fig. 2 Relative displacement of the zone
of convergence depending on the
veiocity
(1)
(2)
(3)
rate of katabatic drainage
winds aiong one slope and
the
other.
Fig. 2 shows the relative displacement
C^ depending on the veiocity ratio
of currents from one slope and the other.
I t can be seen that e.g. for v^ = 2v^,
thus D/L = 1/6 (0,17), which is 200 m when
the bottom of the Valley is 1,2 km wide.
This means that the corresponding displacement
of e.g. a high frequency road, a
factory, or a school for 200 m, can contribute.a
lot, considering these influences,
to more appropriate conditions of air qual
i t y in a certain activity of importance,.
I t will be seen, however, that relative
displacements of the zone of convergence .
can be much greater under certain conditions
.
3. THE VELOCITY OF AIR DRAINAGE
Compared to sea-breezes, the slope
drainage winds have not been studied sufficiently.
The most complete known equation,
which häs been. carried out through
quäsi-stätionäry states, Petkoväek-Hocevar
(1971), is i
C_
{l-exp[-
(y^-Y*) sin
(y -y') sin'ß t]} (4)
where the Symbols and their typical values
are as follows:
C^ cooling intensity of air at the 1 K/h
slope
Y' lapse rate in the basin air 8 K/km
ß steepness of the slope
20°
k
s
coefficient of the surface
10 s
friction
T' temperature of the basin air 273 K
(away from the ground)
t duration of conditions and time 0.5 h
of development of winds
For the given typical conditions the
veiocity of drainage wind after half an
hour, down the slope, is v = 0,42 m/s,
which corresponds to the observations e.g.
Whiteman (1977).
The velocities of air drainage aiong
the slopes depend on several variables, but
we will be interested mostiy in those determined
by relief characteristics of Valleys
, not depending on time.

-94-
3.1. The influence of cooling intensity
In accordance with the equation (1)
velocities of drainage winds are in direct
proportion with the cooling intensity C^,
which indirectly depends also on the steepness
of slopes. For the determination of
terrestrial radiation, which is the main
cause for the cooling of slopes and the
air, there are several equations, with
numerous meteorological parameters,
e.g.
Jong (1972). But in connection with relief
conditions, Of considerable importance for
us is the decrease of cooling düe to smaller
openness of the horizon - angle et at
the lower part of Fig. 1. Due to this
reason the cooling intensity C is reduced
n
for factor b, which is
b = ct/n < 1 (5)
In accordance with the lower part of
Fig. 1 the angle ot and thus the factor b
depend on the wideness of the. Valley L,
the height of the ridges H, the steepness
of slopes (ßi , ß$) and on the heigh of the
cooling surface above the bottom of the
Valley (h). For a simplified form of the
cross-section of the välley
(as given in
Fig. 1.) , the angle ot, according to simple
geometry, for the unit of surface on the
right-slde
slope, is.:
ot2 = Tf-(ß2+arc tg S-—H .—) (6)
L+H tg ß t +h tg ßz
For
the opposite slope, however, all
indexes should be exchanged. I t is obvious
that the angle öt is the most narrow at the
foot of the slope (h = 0). For typical values:
H = 100 m, L = 1000 m, ßi = 30°,
ßz - 10° and h = 0, we obtain, by using
equations (5) and (6) b^ = 0,82 and
b.02 = 0,92, which means that due to the
smaller openness of the horizon the cooling
at the foot of the left slope (Fig. 1)
weakens for 16%, and at the foot of the
right slope for 8%. In the same way, due
to linear dependence, also the velocities
of
drainage winds decrease.
We can approximately estimate the
influence of separate parameters of the
equation (6) on b by caiculating the relative
difference 6b/b for examples when the
typical value of each parameter is doubled.
In this way the obtained result is that the
steepness of slope of cooling surface is
the most important factor (up to 20%), the
influences of other parameters, however,
can be neglected - contributing under 1,2%.
However, i t can be seen, in total,
and in comparison with equations (1) and
(3) that this effect is relatively smail
and is relatively even less expressed in
the displacement of the zone of convergence.
3.2. Direct influence of the steepness
of slopes
The influence of 3 and the influences
of some other quantities (y', k^, t) on the
veiocity of drainage winds according to the
equation (1) is not directly obvious, however.
Therefore, here we also take some
typical values at first, and then we study
the influences of separate parameters at
their changes within the realistic limits.
Therefore Fig. 3 shows velocities of drainage
winds according to equation (1) for
the given values of quantities. Only the
lower part of the figure is practically
important, as greater steepnesses thha,
ß = 45°, occur by the slopes very seldom.
Fig. 3 shows only ät a very low stability
and low steepnesses of slopes the
velocities of slope currents can also increase
with the increase of steepness. Such
a Situation, however, can only be of a
Short duration in nature - at suhset, soon
afterwards stable stratification is formed
ih basins and Valleys, e.g. Machalek (1973),
and then the veiocity of currents aiong
steeper slopes is smaller than aiong gentler.slopes.
In general, i t is obvious that
the veiocity of currents is decreasing with
increasing stability.
As a typical example we may take the '
distribution of veiocity at y' =8 K/km,
and i t can be seen in Fig. 3 that after
half an hour the veiocity aiong the slope

-95-
0 5 7 8 f-9 K/
/3
5 7 8 r= 9 K/m
25
—i 1 1 1 1 *
0 0.1 0.2 0.3 0.4 m/s
— i —
0.2 0.4
— ] —
0.6
— t —
0.8 1.0 1.2 m/s
Fig. .3 Velocities of slope winds as a function of the steepness of the slöpe for the
following values of other parameters: C 1 K/h, t = 0,5 h (if not stated otherwise)
, T' 273 K, and: left k^ = 10*^ right k^ = lO'^s"^ foi? different lapse
rate of basin air y'
with the steepness of 30 is v^ = 0,28,
and alöng the slope with the steepness of
$2 = 10° v^ = 0,80 m/s; from where - according
to the conditions given in Flg. 1 -
we get the displacement of the zone of
convergence according to the equation (3)
D/L = 0,24 - thus almost a 'quarter of the
wideness of the Valley.
match with the given Statement. These analyses
were the reason for such an investigation
and setting up of the model.
A
4. AN EXAMPLE FOR THE VALLEY, ÄND
CONCLUSION
In closing, let us show, as an example,
an approximate position öf zone of
convergence in an idealized, very closed
Valley - Fig. 4. The position of zone is
calculated simply in the marked cross-sections,
för which the greatest steepness is
= 30°, all other steepnesses äre determined
from the distances between contour
lines of the shown Valley relatively to i t .
Values of other needed parameters, in the
given example, are y' = 7 K/km, T = 273 K,
-3-1
and kg - 10 s . Fig. 4 clearly shows ä
characteristical displacement änd the shäpe
of
a
zone of convergence, occurring in such
basin. Analyses of stream-flelds, measured
at a very dense temporary Observation
grid in two basins of Slovenia, roughly
Fig. 4 An example of the position of the
zone of convergence in an idealized,
very closed basin, in the evening
and at night.
From all. the above i t can be seen
that the zone of convergence is an important
characteristic of a Valley or a basin
circulation, and that its average position
can diverge considerably from the axis of
symmetry. I t is certain that the position
of the zone of convergence in a Valley or
a basin also depends on the different roughness
of slopes (tröugh kg), urbanization
of the äreä - mostiy the heat isländ of
the town, etc. which should of course be
taken into consideration under special conditions,
and will have to be included in
a more complete model.

-96-
5. REFERENCES
Defant F.: Local Winds. Compedium of
Meteoroiogy, Amer. Met. Soc, 655-672,1951
Jong B.: Net Radiation Recedived by
a Horizontal Surface at the Earth, Delft
University Press 1973
Machalek A.: Inversionsuntersuchungen
in einem Gebirgstall, Wetter uhd Leben, J.
26, H.3, 1974
PetkOvsek Z,. and HoSevar A.: Night
Drainage Winds, Archiv Met. Geoph. Bioki.,
Ser. A, 20, 353-360, 1,971
Whiteman CD. ahd McKee T.B.: Observations
of Verticai Atmospheric Structure
in a Deep Mountain Valley, Archiv Met.
Geoph. Bioki., Ser. A, 26, 39-50, 1977
The work was done with the support of
Raziskovalna skupnost Slovenlje (Contract
G-784/8216-78).

-97-
551.555(497.1 )
DIE LOKALWINDE IN ZAGREB
Drazen Poje
Hydrometeorolog i sches Inst i tut
Zagreb, Jugoslawien
Abstract In this paper on the base of the wihdrecordings
as well as of the measurements of the global
radiation för the ten year period (1.966-1975)
at the observatory Zagreb - Gric the occurence of
the mountain and vaiiey winds in Zagreb are analysed.
)t couid be shown that for the occurence of
valey wind the energy in the amount of 20 cai cm'^
per hour is neccesary. If this condition is fulfieiied
the pressure difference between Zagreb and,
Spiit of 1,5 mb should not be surpassed.
Zusammenfassunci In der Arbeit wurde auf Ground der
zehnjährigen Windregistrierungen sowie der Globalstrahlungmessungen
auf dem Observatorium Zagreb
Gric das Vorkommen der Berg-und Taiwinde in Zagreb
untersucht. Es konnte gezeigt werden dass für das
Entstehen der Taiwinde die Energiemenge von 20 cai.
cm'^ pro Stunde notwendig ist. Wenn diese Bedingung
erfühlt ist sol! auch die Druckdifferenz zwischen
Zagreb und Split von 1,5 mb nicht überschritten
werden.
1. DIE EINLEITUNG
Das Vorkommen der Berg - und Taiwinde in
breitem Raum von Zagreb wurde von dem Verfasser in
mehreren früheren Arbeiten untersucht (POJE 1974,
1976). Diese Winde kommen bei günstigen Wetterverhäitnissen
regelmäsig vor und sind für die Durchmischung
der untersten Luftschichten über Zagreb
von grosser Bedeutung.
In dieser Arbeit wurden die Daten der Windregistrierungen,
der Globaistrahlung sowie der Bewölkung
des Observatoriums Zagreb - Gric (158 m NN)
für den Zeitraum 1966-1975 analysiert. Für das
Jahr 1976 wurden neben der Daten des Observatoriums
Zagreb - Gric auch die stündlichen Werte des Windes
sowie der Bewölkung am Observatorium Zagreb -
Maksimir (128 m NN), das die Wetterbeobachtungen
auch während der Nacht durchführt, in Betracht gezogen;
Das Observatorium Zagreb - Gric befindet
sich im engsten Städtzentrum auf den ersten südlichen
Abhängen des Gebirges Medvednica, etwa 30 m
über dem Niveau der Ebene wo die Hauptmasse der
Stadt liegt. Das Gebirge Medvednica ist in Richtung
SW - NE orientiert, mit höchstem Gipfel von 1 035 m
und hat eine Länge von 36 km. Wegen seiner geson -
derter Lage im Fiachiand zwischen Zagorje und Po -
savje stellt dieses Gebirge ein wichtiges Hindern
i ss für grossräumige Luftströmung und andererseits
bedingt ein periodisches System der Berg - und Talwinde.
2. DiELOKALWiNDEiM ZAGREB
2.1. In einer früheren Arbeit (POJE, 1.974) konnte
gezeigt werden dass die Berg - und Taiwinde auch
in Entfernung von 20 km südlich von Zagreb auf dem
Flughafen Pieso in geschwächter Form vorkommen.
Diese Arbeit hat weiterhin gezeigt dass der Talwind
meistens im Stadtzentrum und in seiner östlichen
Peripherie aus SSE Richtung weht. In Winter äussern
sich die termogene Einflüsse der Stadt durch
die Drehung der Taiwinde mehr auf südliche Richtung.
Die zehnjährigen stündlichen mittleren Windvektoren
von dem Observatorium Zagreb - GriC zeigen
zweifellos den Einfiuss der Lokaiwinde auf das gesamte
Windregime (Abb. ).)
In Wintermonaten ist der Einfluss der Talwinde
zwischen 10 und 17 Uhr sichtbar; die Beständigkeit
dieser schwachen Winde ist relativ klein
(unter 20%), die Richtung schwankt zwischen SW und
SE.
im Frühling äussern sich die Lokaiwinde in
dem Windregime von 9 bis 18 Uhr. Die mittleren
Windvektoren sind etwa stärker, doch ist die Bes -
tädigkeit der Winde in März und April wegen der
öfteren Durchzüge der Zyklonen kleiner ais im Winter.
Im Sommer ist der Einfiuss der ausgeprägten
Bergwinde in ersten Abendstunden ganz deutlich.
Die Beständigkeit der Winde erreicht in Abendstunden
des Monats August sogar mehr als 70% und die
mittlere Geschwindigkeit ihren grössten Wert von
1,4 m/s. Die Talwinde ändern die mittlere Windrichtung
auf SE.
im Herbst wird die Dauer der Lokaiwinde kürzer
obwohl die relativ hohe Beständigkeit von mehr
60% (in September) weist auf den Fortbestand des
sommer!'chen Windregime hin. Es soll noch auf die
geänderte Windrichtung in November, die im Zusam -
menhang mit der häufigen Zyklonentätigkeit in diesem
Monat steht, hingewiesen werden.
2.2. Der Bergwind
Die mittleren stündlichen Windwerte von dem
Observatorium Zagreb - Gric in derselben Zeitabschnitt
(1966-1975) dienten auch zur Ausarbeitung
der stündlichen Kontigenztafeln. Als die Häufigkeit
der Bergwinde nahmen wir diejenigen für NNE Rieh -
tung; in etwa 4 km Entfernung von Stadtmitte am Observatorium
Zagreb-Maksimir erscheinen diese Winde
meistens aus N oder NNW Richtung.
Der Bergwind in Zagreb kommt vorzugsweise in
störungsfreiene Wetterlagen vor und wird nicht nur
an den Abhängen sondern auch im Tal, vor allem in
den N-S orientierten Strassen spürbar.
Winter. Das Vorkommen der Bergwinde ist in
günstigen Wetteriägen schon nach 16-17 Uhr. Oie
Häufigkeit dieser Winde kann kaum grösser als 12%
sein, im Januar ist sie meistens unter 7%. In der
zweiten Nachthälfte ist die Wahrscheinlichkeit dieser
Winde meistens noch kleiner.
Früh! i.ng. Der Bergwind erscheint nach 18 Uhr

-98-
n
ni
12 3 4 5 6 7 8 9 ip11 1213 1/; 151617 1819 20 21 22 23 24
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27 23 22 23 24 2) 21 19 15 / ^ ^ y / ^ / 15 26 25 26 29 26 24
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xn
23 B 21 21 27 24 25 23 23 18 8 \ \ \ ^ 12 B 2) 27 27 26 30 30 22
\ A \ \ A \ \ ^ A r r r r \
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 1! 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24
/ Stünde
x x = B3ständ;gKsitt7.)
Abb. 1. Die mittleren stündlichen Windvektoren für Observatorium Zagreb - Gric mit ihrer Beständigkeit
(1966-1975).
vi g
o
-vin
IX
x
XI
-Jahr
und ist in der ersten Nachthälfte häufiger ais nach
Mitternacht. Im Mai ist die Wahrscheinlichkeit dieser
Winde um 22 Uhr schon 23% und zwar haben diese
Winde in 3/4 aller Fälle die Stärke 2. Der Übergang
zwischen Tag und Nacht ist nicht ausgeprägt, doch
kann man sagen dass der Bergwind nach 8 Uhr prak -
tisch nicht vorkommt.
Sommer. Die Wahrscheinlichkeit der Bergwinde
(meistens Stärke 2) ist ziem] ich gross: nach 19-20
Uhr kann man in mehr ais ein Dritte] aüer Fä]]e
den Bergwind erwarten, in der zweiten Nachthäifte
erscheint der Bergwind in 10-20% aller Tage und
hat grösstenteils die Stärke t.
Herbst. Man sol) vor allem den hohen Anteil
der Bergwinde im September hervorheben (um 20 Uhr
ist die Währschenilichkeit sogar 43 Prozent) die
meistens mit Stärke 2 wehen. Der Unterschied zwischen
der ersten und zweiten Nachthälfte ist be -
merkenswert, im November kann man die Verhältnisse
was der Bergwinde betrifft ais winterliche bezei -
chen: der Bergwind erscheint schon nach 16-17 Uhr
und seine Wahrscheinlichkeit erreicht um 20 Uhr
nur 13 Prozent.
Tab. 1. Das Vorkommen der Bergwinde in Zagreb
Monat I II i i ! tV V VI
Mittlerer Anfang
der Bergw. (Uhr) 16 16 18 18 18 19
Grösster Wahrschein]
ichkeit (%) 7 13 22 24 24 23
um ... Uhr 21 22 21 21 22 21
Monat Vi I VI I i )X X XI XH
Mittlerer Anfang
der Bergw. (Uhr) 19 19 18 17 17 16
Grösster Wahrscheinlichkeit
(%) 34 41 43 25 14 11
um ... Uhr 22 22 20 19 19 20

-99-
2.3. Der Tai wi nd
im Laufe des Tages bedingt die Erwärmung der
Abhängen des Medvednica Gebirges durch Sonnenein -
Strahlung das Entstehen der Taiwinde. Die Analyse
der Daten der GiobaiStrahlung am Observatorium
Zagreb-Gric zeigt dass in ungestörten Wetterlagen
die wichtigste Voraussetzung für das Vorkommen der
Tal winde die Menge der Global Strahlung von wenigstens
20 cai cm"^ pro Stunde ist. Es wurde festgesteiit
däss diese Bedingung ohne Rücksicht auf die
Tagesstunde und die Jahreszeit gilt. In späten
Nachmittagsstunden wehen die Talwinde in Richtung
Medvednica wegen der Bodenerwärmung auch dann wenn
die erhaltene stündliche Energie durch Global Strahlung
weniger als 20, doch nicht weniger als 10 cai
cm' pro Stunde ist.
Die weitere Untersuchung der Giobaistrahiung
am Observatorium Zagreb-Gric zeigt dass im Mittel
in Wintermonäten an irgendeiner Stunde die erhaltene
Energie, durch Global Strahlung die Grösse von
20 cai cm'^ pro Stunde nicht erreicht, in seiner
Studie über die Sonnenstrahiung in Zagreb (PENZAR,
1977) hat PENZAR gezeigt dass an klaren, durch -
schnittlich trüben und feuchten Tagen in Zagreb,
eine Horizontal fläche so grosse Energiemenge in
Januar und Dezember schon nacht iO Uhr, in Februar
nach 9 Uhr, in März nach 8 Uhr, in April und August
nach 7 Uhr, in Mai nach 1/2 7 Uhr, in September
nach 1/2 8 Uhr, in Oktober näch 1/2 9 Uhr und in
November nach 1/2 10 Uhr erhäit (aiie diese Termine
sind auf die Mitte des Monats berechnet) .
In grösseren Teil des Jahres stimmt die ausgeprägte
Vergrösserung des Vorkommens der Talwinde
mit den oben erwähnten Terminen gut überrein. Be -
deutende Abweichungen kommen in Wintermonaten vor,
als die Talwinde um eine Stunde zu spät erscheinen.
Man kann vermuten dass die Ursache dieser Verspätung
in dem Einfluss der termogenen Zirkulation
durch die grosse Stadtmasse zu suchen ist.. Dieser
Ursache kann man wahrscheinlich auch das etwa frühere
Vorkommen der Taiwinde in August in den ersten
Morgenstunden zuzuschreiben.
Das Aufhören der Taiwinde ist im Mittel zwei
bis drei Stunden nach der Stunde in der der Boden
noch die nötige Energiemenge von 20 cai cm"^ erhalten
hat. Der Unterschied beträgt im Sommer eine
Stunde, im Winter meistens bis 3 Stunden, was vermutlich
auch durch die termogenbedingte Zirkuiation
verursacht i st.
Die Häuf igkeit der Taiwinde zeigt vor aiiem
in der warmen Jahreshälften den Einfluss der konvektiven
Bewölkung die: zur Verringerung des Vorkomens
dieser Winde führt. Die Winde sind nach 10 Uhr
fast ausschliesslich der Stärke 2.
Tab. 2. Das Vorkommen der Talwinde in Zagreb
Monat .1 II III IV V VI
Die grösste
Wahrschein! ich. (3) 12 8 11 12 13 15
Wird um
Uhr erwartet 14 13 10 14 12 11
Monat Vi) Vt!) tX X X) Xti
Die grösste
Wahrschein! ich. (%) 15 15 19 14 15 13
wird um ...
Uhr erwartet 14 9 14 11 12 14
3. DER .EINFLUSS DER WETTERLAGEN AUF DiE BERG-
UND TALWiNDE
Wie. schon früher festgestellt wurde sind die
periodische Lokaiwinde in Zagreb meistens mit der
antizykionaien Wetterlagen sowie der Wetterlagen
mit Flachdruckyerteüung verbunden. Das güt für
diejenigen Tage ais der Zykius der Berg- und Talwinde
am wenigstens 24 Stunden dauert und als die
günstigen Bewölkungsverhältnisse (bis 1-2 Zehntel
Cu, 1 Zehntel Ac, 2-5 Zehntel Ci) vorhanden sind.
Auf Grund der Anaiyse der Wetterlagen im
Jahre 1976, die auch die Situationen mit Lokalwinden
die kürzer als 12 Stunden dauerten, umfassten,
könnte festgestellt werden dass diese Talwinde
grösstenteils mit Flachdruckwetterlagen verbunden
sind: im Sommer entfallen auf diese Wetteriägen
mehr als zwei Dritte) aiier Fäiie.
Der Einfluss des barisehen Gradienten in Meereshöhe
auf das Vorkommen der Lokaiwinde wurde am
begrenzten Mateiral der dreistündlichen Bödenkarten
für Sommer und Winter untersucht. Es wurden die
Druckunterschiede zwischen Zagreb Und Sp! it .berechnet.
Mit Ausnahme der Kaitfronten die oft zur Ausbildung
Heiner Antizyklonen sowie der Hochdruck -
keiien südlich von Zagreb führen, konnte es festgestellt
werden dass zur Entstehung der Tal wi nde dannkommt,
wenn die Druckdifferenz zwischen Zagreb und
Split kleiner als 1,5 mb ist. Dabei muss die Grundbedingung
in Beziehung der nötigen Energie erfühit
sein.
Was der Bergwind betrifft könnte gezeigt werden
dass diese Winde in sonst günstigen Bewölkungsverhäitnissen
nicht vorkommen wenn die Druckdifferenzen
zwischen Zagreb und Split kleiner als-2,0 mb
s i nd.
Wenn diese Werte mit Bodenvorhersägekarte
und Bewölkungsvorhersage verwendet würden, könnte
man mit grösserer Sicherheit die Lokalwinde in Zagreb
vorhersagen.
4. SCHLUSSBEMERKUNG
Die relativ grosse Regelmässigkeit mit der
die Lokaiwinde in Zagreb vorkommen, wurde in bezug
auf die Abhängigkeit dieser Winde von einigen meteoroiogischen
Parametern untersucht. Die Einführung
des empfind! icheren Anemographen am Observatorium
Zagreb-GriC sowie in anderen Teiien Von Zagreb auch
wie das Messen der Grundschicht der Atmosphäre mit
Fesselbal!on in nächster Zukunft so!tte bessere
Grundlage zur Untersuchung der räumlicher Verteilung
und vertikaier Struktur der Berg- und Talwi
nde bei br i ngen;
5. REFERENZEN
1. D.PÖJE: Die periodischen Lokaiwinde im Gebiet
von Zagreb, VIII int. Tagung für Karpatenmeteorologie
Freiberg, 1977, (im
Druck),
2. D.P0JE: Einige Merkmate des Einfiusses des Gebirges
Medvednica auf das Windregime,
"Zbornik meteoroloskih i hidroloskih
radova", 5 (1974), 259-265, Beograd
3. I.PENZAR: Values of soiar radiation at the ground
surface on cloudless sky for Zagreb,
Memoirs No. 14 of the Republican hydrometeorological
institute of the S. R.
Croatia, 1977, 52, Zagreb.

-100-
551,585^7:551.586
615,834
BIOLOGICAL EFFECTS.OF HIGH ALTITUDE CLIMATE AND
ITS THERAPEUTIC APPLICATIONS
M. S. Tromp
Blometeorological Research Centre, Leiden
Jan Steenlaan 3, Oegstgeest (Leiden)
The Netherlands
Abstract The author describes first the most important
parameters of high altitude climate from
the point of view of biological and medical
research, Ihe second section is dealing with the
principal physiological effects of high altitude
climate, Two groups of high altitude effects are
discussed: the effects due to strongUV light and
those due to reduced partiai oxygen pressure. The
third section discüsses all the reported therapeutic
applications of high altitude climate (anaemia,
allergy, diabetes, eye diseases, gastriculcer, heart
diseases, mental djseases.respiratory diseases etc.).
I. THEMOST IMPORTANT PARAMETERS OF HIGH
ALTITUDE CLIMATEFOR BIOLOGICALAND MEDICAL
RESEARCH
High altitude cTimate is very important from
a biological and medical point of view. It differs.
considerably in its biological effects from forest
and marine climates. Particuiariy the following
Parameters of high altitude climate are very important:
1) Reduced partiai oxygen pressure: the blood
haemoglobin, the oxygen binding substance of the
blood, will be less saturated with oxygen at high
altitude; many physiological changes occur in the
animal and human body as a result of reduced oxygen
pressure;
2) Differences in dominating wäveiength
spectrum and intensity of solar radiation:
this is particuiariy true for the invisible ultraviolet
part of the solar spectrum (290 - 390 mn)
and its components UV-A, UV-B or Domo radiation
(particuiariy the interval 297 - 302 mu have strong
biological effects) andUV-C (only observed above
2000 m altitude);
3) the average daily temperature which is
usually lower;
4) atmospheric turbulence is usually less than
at sealevel and as a result also the average cooling
index values are usually Tower;
5) the watervapour is usually less;
6) the ozone content is often higher;
7) the number of Iarge ions is reduced, but the
number of smäll natural ions in the atmosphere is
increased;
8) the dust content of the atmosphere and the
airpol lutton (both poiien, spores, microbes and
chemical poliutants) are usually reduced at high
altitude.
Of these various parameters particuiariy the
reduced partiai oxygen pressure, the change in
solar radiation spectrum ahd intensity and the
usually reduced cooling index have important biological
and medical consequences.
IL PRINCIPAL PHYSIOLOGICAL EFFECTS OF HIGH
ALTITUDE CLIMATE
A. High altitude effects ofUV radiation
(particulärlyUV-B with wavelengths
290 - 300 mp)
The most important physiological changes
which have been observed are:
Oxidation of melanih (pigment in the epidermis
of the skin); increased vitami:n-D formation
from ergosterol (a sterol occurring in human tissue
which.becomes a potent antirachitic substance
afterUV irradiation); photochemical formation of
histami.ne (one of the most powerful dil ators of
capillaries) from the aminoacid histidine in eosinophil
leucocytes and/or the release of pre-existihg
histamihe from UV-damaged skincells; increased
gastric acid secretion; increased haemoglobin, Ga,
Mg and phosphate level of the blood; increased
protein metabolism;; increased thyroid and adrenal
gland activity and gonadotrophic functions; lethal
effects on bacteria.
B. High altitude effects due to reduced partiai
oxygen pressure
Studies reported by several high altitude
research stations in the worid and particulärly
the studies with simulated high altitude in low
pressure climatic Chambers in the Biometeorological
Research Centre, Leiden, since i960 have shown
a number of clinically important physiological
changes, after a stay at high altitude above 1,500m,
both in healthy subjects and particuiariy in subjects
suffering from respiratory and vascular
disorders.
1. A one-hour stay (at an altitude above 1,500m)
One can observe the following changes: increased
lung ventiiation and vital capacity of the
lUhgs; increased peripheral blood flow which shows
up in a rise in temperature of the palm of the hand
and the nasal mucosä, often a reddisch colouring
of the face and a;n increased blood flow in the
brain capillaries!, particuiariy in the hypothalamus
(animal experiments of Betz at the Physiological
Institute of Marburg, Germany); rise in pH of
the urine from e.g. 5.1 - 6.9 (the better the normal
respiratory function of the subjects, the
greater the rise; in subjects suffering from emphysema
the effect is very smail); slight changes
in the blood sugar level of the blood and a decrease
in the hexosamin content of the excreted
urine.
2. A short stay of several days (at an altitude
above 1500 m)
The following physiological changes can be
observed: increased erythrocyte Sedimentation rate,
increased fibrinösen level of the blood, reduced
äcid production in the stomach, improved respiratory
function.

-101-
3. A repeated stay of one hour a day for a long
period"ör a permanent stay of 2-3 weeks (at altitudes
above 1,500 m)
Ihe following changes can be observed:
a) Increased Sensitivity of the Autonomie
Nervous System:
The sensitivity to variöus Stimuli increases
considerably,at least up to 2,500 m. Above 3,000 m
opposite phenomena may be observed. Repeated high
altitude treatments one or two hours a day cause
a better autonomic balance between the ortho- and
parasympathetic system of the body and may improve
the conditions of patients suffering from a disturbed
autonomic nervous system, e.g., due to serious
Stresses after longlasting infections (e.g. influenza),
etc.
b) Stimulation of the Hormonal Function of the
Adrenäl Gl ahd:
This can be observed particuiariy in asthmatic
patients, usually suffering from a strongly
reduced functioning of the adrenal gl and which
shows up, for example, in a very low production
of 17-ketos.teroids in urine. A series of one-hour
high altitude treatments causes an increased production
of 17-ketosteroids and of other corticosteroids.
High altitude (particuiariy in combination
with high altitude radiation) causes in most
subjects, suffering from hyperthyroidism, serious
subjective thyroid complaints.
c) The blood-Producing Mechanisms are Stimulated:
Particuiariy the total number of erythrocytes
and haemoglobin content of the blood is increasing
considerably, the number of eosinophils is usually
decreasing.
d) Improvement of the Overall Thermoregulation
Efficiency:
One of the most important effects of high
altitude is the rapid improvement of the thermoregulation
efficiency after a series of one-hour
treatments per day above 1,500 m altitude and
special ly above 2000 m. It is particuiariy striking
in subjects with a poorly functioning thermoregulatory
mechanism such as asthmatics, rheumatics
and allergy patients, A simple objective water
bath test was deveioped by the author to measure
this improved efficiency. The test can be described
brief iy as follows:
After the subject is adapted to the environmental
temperature, the temperature of the palm of
the left hand is measured with a thermocouple. The
hand is cooled for two minutes in water of 10° C.
The hand is qüickly dried and every 15 seconds the
rise in temperature of the hand is recorded. The
rewarming curve is very typical. In normal well -
thermoregulated subjects, after cooling, the initial
temperature fs reached within six minutes
and the rewarming curve is smooth.
In asthmatics the thermoregulation is very
inefficient and the original temperature is only
reached after 20 - 30 minutes. After a series of
simulated high altitude treatments of asthmatics
their thermoregulation can be normalised. Tt is
surprising that this improvement remains the same
for very long periods, our Tongest follow up being
six years. It could be demonstrated that the
peripheral phenomena, observed in the hand, do not
ref! ect ohl.y peripheral. phenomena but are mainiy
due to neurohormonal processes at the hypothala^
m.ic level, the principal thermoregulation center
of the human body. These findings are supported
by the studies of Baker et al., who studied the
thermoregulation of Quechuä Indians of the Central
Andes in Peru, living at altitudes of 3,300 to
5,000 m. Young male adults living at 4,050 m were
exposed to total body cold while resting supine
in the nude. They were exposed 120 minutes to temperatures
of 10° and 14 respectively. The Indians
in comparison to partially accTimatized US whites,
showed higher mean-weighted skin temperatures and
in particular higher digital temperatures before
and during exposure. Also their rectal temperatures
were higher. Mazess et al. observed in Peruvian
nigh altitude residents, living at 4,000 m, that
these Indians have a slightly elevated resting
metabolism (10 - 15 % elevated heat production)
as compared with sea level groups.
ej Increased Sensitivity to Drugs and Toxie
Substances:
Certain drugs have a much greater effect at
altitude than at sea level ahd may cause a greater
mortaiity rate among ahimals if used ih a high
dosage, as compared with low!and experiences.
f) Explosive Development of Latent Infectious
Diseases:
Pneumonia and other latent infectious diseases,
appendicitis, inflammation of dental roots
etc. may develop explosively if an apparently
healthy subject is brought to high altitude above
1,500 m.
4. Evidence for a critical altitude boundary
at 1,500 m
Different observations indicate that the
high altitude phenomena, described above;, can oniy
be observed if the subjects stay above 1,500 m
altitude.
a) Patients suffering from slight sinutis experience
serious pains in the sinus area as soon as
the 1,500 m level is surpassed.
b) Subjects suffering from diaphragmatic hernia
have serious stomach complaints as soon as they
surpass the 1,500 m level, but not earlier.
c) An increased peripheral blood flow is experienced
by most subjects above 1,500 m, particuiariy
in patients suffering from vascular disorders.
It shows up in a rise in temperature of the
palm of the hands, feet and face only above 1,500 m
altitude.
d) A number of biochemical changes can be observed
in the urine of asthmatics above the 1,500 m
altitude level, bot not below this level: for
example, increased exeretion of 17-ketosterolds,
rise in pH and decrease of hexosamine exeretion.
e) The improvement of the thermoregulation
efficiency, determined with the water-bath test,
can only be observed above the 1,500 m altitude
level, but not below this altitude.
f) In asthmatics, who are wheezy at sea level,
the complaints decrease or disappear as soon as
the 1,500 m level is reached in a low pressure
Chamber, but not earlier.
III. THERAPEUTIC APPLICATIONS OF HIGH ALTITUDE
Many therapeutic applications of high altitude
climate above 1500 m have been reported: Certain
forms of anaemia, allergy, diabetes, eye diseases,
gastric ulcer, certain heart deseases,
mental diseases (in particular schizophrenia
ahd migraine attacksj, respiratory diseases
(bronchial asthma, bronchitis, pertussis or whooping-cough,
rhinitis), rheumatic diseases (in

-102-
particular arthritis), skin diseases (various types
of eczema, neurodermitis, Psoriasis etc.), certain
thyroid diseases, vascular disorders (in particular
Raynaud disease and phantompaihs in amputated
limbs).
Anaemia
It is well known that a long stay at high
altitude raises the erythrocyte and haemoglobin
content of the blood. In certain forms of anaemia
a long stay at high altitude or in a climatic
Chamber (for over 2 weeks) could have similar effects.
This therapy has been applied succesfully
in the U.S.S.R.
AI 1ergy
Important changes in cutaneous allergic reactivity
of the skin have been observed at high
altitude resorts. Also allergic rhinitis can be
improved or sömetimes cured after a long series
of high altitude treatments.
Diabetes
Von Deschwanden observed in Switzerland very
favourable effects of high altitude on diabetic
patients. The relatively smail number of diabetics
in the Swiss Alps and the frequent occurrence of
hyponlycaemia in diabetic tourists, who do not
know about the glucose reduction at altitude, are
interesting examples of meteorological effects on
diabetics.
Eye diseases
Reports from the Geriatrie Clinic at Ancona
(Italy) suggest an improvement of certain eye
diseases, after high altitude treatments, which
seem to be related to insufficient capillary bloodclrculation
in the eyes. Much more research has to
be done in this field.
Gastric-ulcer
It was pointed out that the increasedUV
radiation at altitude causes an increased secretion
of gastric acid. Subjects suffering from
hyperacidity or gastric ulcers usually can go to
high altitude resorts provided they escape intense
solar radiation. Still it should be kept in mind
that Avgoustatos (1965) demonstrated an increased
number of gastric bleedings during great changes
in atmospheric pressure, regardless of increased
or decreäsed pressure changes. Berg et al. (1968)
observed a greater number of.duodenal ulcer complications
than expeeted on days with great changes
in barometric pressure and on days of temperature
rise änd barometric pressure fall. Hansen
and Pedersen (1972) reported a greater number of
duodenal ulcer perforations than expeeted in the
3-däy periods with great changes in barometric
pressure; they showed that the veiocity of the
changes in barometric pressure affects the perforation-frequency.
Heart diseases
Many patients suffering frommyocardial
heart diseases are very sensitive to excessive
heat stress, or sudden cooling, due to their inefficient
thermoregulatory mechanism. In areas
with extreme heat stresSes heart patients, just
before or during an attack, can be relleved considerably
by putting them in a cooled climatic
Chamber. Training of the thermoregulation efficiency
of heart patients is possible by bringing
them slowly above simulated altitudes of 1 ,500 m
and by gradual 1 owering of the environmental
temperature in the Chamber.
Mental diseases
Particuiariy Schizophrenie restlessness and
migraine (hemicrania) attacks can be favourable
affected by high altitude treatment.
Clinical studies reported from the U.S.S.R.
in high altitude regions seem to indicate considerable
improvements of behaviour of schizophrehics
This may be related to their improved thermoregulation.
Thermoregulation studies have shown that
schizophren!es äre characterized by a very insufficient
thermoregulation mechanism.
It was found in a few patients that serious
cases of migraine, which could not be explained
anatomically, neurplogically or phychosomatically
and where no encephalographic indications can be
found, could be improved or the complaints disappeared
after 20 or more low pressure climatic
Chamber treatments above 2,000 m altitude and temperatures
below 10° C.
Also headaches remaining after a previous
brain coneussion usually disappear after cold
treatments at low altitudes but above 1,500 m. The
physiological mechanism invoived may be two fold:
1) a better balanced autonomic, nervous system
as a result of the high altitude treatments;
2) due to the reduced partiai oxygen pressure
the pH of the various body fluids is affected.
Empirical studies by Krasnow, Tromp and
others suggest that great shlfts in pH of body
fluids precede and aecompany hemicrania attacks.
Respiratory diseases
- Asthma(noh^infectious)Asthmatics are characterized
by a poorly thermoregulatory mechanism,
insufficient fUhctioning of the adrenal gland
(reduced exeretion of important hormones of the
adrenal cortex), usually a low dlastollc bloodpressure
considering their age, lower threshold
for the contraetioh of the bronchi after atmospheric
cooling. All these important physiological
functions, which are responsible for asthma
attacks can be improved or cured after a long
series of 50 - 100 high altitude treatments, preferably
above 2000 m.
- Bronchitis: Early stages of patients suffering
from bronchitis or bronchitic asthma can be improved
considerably after a series of high altitude
treatments combined with treatments with
antibiotics.
- Whooping-cough: Several German physicians reported
on the favourable effects of high altitude
treatment of whooping-cough.
- Rhinitis: Most rhinitis patients have a poor
thermoregülation mechanism which explains their
sudden attacks during drastic changes in their
thermal environment. A long series of low pressure
climatic Chamber treatments could improve
their thermoregulation mechanism and reduce
their subjective complaints. It was found thät
simulated altitudes at 2,500 m with temperatures
over 30 C will usually yield considerable improvement,
Rheumatic disaeses (arthritis)
Certain forms of arthritis may be improved
if regulär low pressure climatic Chamber treatments
are given at simulated altitudes of 2,000 -
2,500 m and temperatures of 30 to 35 G. The observed
improvements are probably due to one (or
all) of the following three factors:

-103-
1) Arthritic patients have a poor thermoregulation
mechanism which expiains their great sensitivity
to changes in their thermal environment,
regulär high altitude treatments will improve this
mechanism and make an arthritic patient more resistant
against atmospheric cooling;
2) rheumatic patients usually have an insufficient
adrenal function, high aititude treatments
improve this condition;
3) an important factor in the causatlon of
arthritic pains seems to be the sudden increase in
viscosity of the lubricating synovial fluids in the
joints: this rise in viscosity depends considerably
on the mucln content of the synovial fluids
which depends on the pH of the synovial fluids and
the hexosamine content;
Skin diseases
In ä group of in-patients suffering from
neurodermatitis, Michailov (1967) carried out
studies to compare the effect of intracutaneous
doses of histamine, Serotonin, acetylcholine and
bradykinin administered before and after highaltitude
treatment at Davos. He found that, after
the treatment had been completed, the size of the
weals was much reduced, as was also the reactive
erythema, i.e. a clear-cut change had taken place
in the patients'response to the mediators of
allergic reactions.
Thyroid diseases
StrongUV radiation activitate considerably
the thyroidal functions, Therefore subjects suffering
from hyperthyroidism can go to high aititude
only if they escape solar radiation. Hypothyroidism
on the other hand is favourably affected
by natural high altitude.
Väscular disorders
In view of the improved peripheral blood
circulation and a better balanced autonomic nervous
system, as a result of simulated high altitude
treatments above 1,500 m., serious peripheral
vascular disorders causing cyanosis of the extremities,
and in extreme cases leadihg tö gangrene,
may be improved by regulär warm high-altitude
treatments. In a few cases of Raynaud's disease
and other peripheral disorders reported so far,
it was found that regulär treatments at simulated
altitudes of 2,000 - 2,500 m and temperatures of
35° C could reduce or stop the vasospäsms ahd the
following cyanosis. Also the general thermoregulation
efficiency of these subjects, which is
usually poor, is improved after a series of treatments.
It is very Iikeiy that also peripheral
disorders in geriatric patients and serious phantom
pains in amputated limbs could be reduced or
partly cured by similar climatic Chamber treatments.
REFERENCES
BAKER, P.T., BUSKIRK, E.R., K0LLTAS, J. and
MAZESS, R.B. (1967): Temperature regulation at
high altitude: Quechüa indians and U.S. Mhites
during total cold exposure.
Human Biology, 39: 155 - 169
MAZESS, R.B., PIC0N-REATEGUI, E,, BR00KE THOMAS,
R. and LITTLE, M.A. (1969): Oxygen intake and
body temperature of basal and sleeping Andean
natives at high altitude.
Aerospace Med., 40: 6 - 9
TR0MP, S.W. (1963): Medical Biometeorology.
Elsevier Pub, Co., Amsterdam, 991 pp.
TR0MP,,S.W. (1964): The application of simulated
high altitude climate in low-pressure climaticchambers,
to asthmatic and bronchitic patients.
Monograph Series Biometeor. Res. Centre, 8
TR0MP, S.W. and B0UMA, J.(1968): Clinical applications
of low-pressure climatic Chamber treatments
(in particular to respiratory diseases).
Monograph Series Biometeor. Res. Centre, 9
TR0MP,S.W. (1977): Pathological Biometeorology,
Div. A, Vol. 1, Part II, Progress in Biometeorology,
Ed.S.W. Tromp, 416 pp,
Ihis brief summary pf the biological and
medical effects of high aititude climate clearly
demonstrates the importance of the study of the
physiological effects of alpine climates above
1,500 m altitude both on animals and man.

-104-
551.585.7:551.586
DIE QUANTITATIVE ERFASSUNG DES THERMISCHEN WIRKUNGS­
KOMPLEXES IN DER KLIMATHERAPIE
Gerd Jendritzky und Walter Sönning
Deutscher Wetterdienst
Zentrale Medizin-Meteorologische Forschungsstelle
Freiburg, Bundesrepublik Deutschland
Abstract By consideration of the short- and
longwave radiation the oomfort equation of Fanger
(l97o) was transferred to out^door conditions
(Klima-Michel-model). That aliowes a
quantitative analysis of a. thermal environment
and the determination of its stress,,
which is essential for the dosage in climatictherapy
and for Classification of climatic
health-resorts.
Zusammenfassung Durch Berücksichtigung der
kürz- und langwelligen Strahlungsflüsse konnte
die Behaglichkeitsgleichung nach Fanger (l97o)
auf Freilandverhältnisse übertragen werden.
Das ermöglicht eine quantitative Analyse eines
thermischen Milieus und die Bestimmung seines
Reizwertes, welcher eine entscheidende Größe
in der Dosierung der Klimatherapie und in der
Klassifizierung von Kurorten darstellt.
1. EINLEITUNG
Die große Zahl von Klima-Kurorten in den
Alpenländern zeigt, daß da^-Gebirgsklima für
eine therapeutische Nutzung besonders geeignet
ist. Dabei spielt neben dem verminderten Sauerstoffpartialdruck,
der erhöhten UV-Strahlung,
der Luftreinheit nicht zuletzt der thermische
Wirkungskomplex bioklimatisch eine besondere
Rolle. Das therapeutische Prinzip besteht nach
Schmidt-Kessen (1965) in der Auseinandersetzung
mit Wetter und Klima, denn die Akklimatisation
führt zu einer Ökonomisierung der Funktionsabläufe
des Organismus, so z.B. Jungmänn (1962).
Bioklimate werden häufig unter Berücksichtigung
von Reiz- bzw. Belastungsfaktoren nach
Reizstufen eingeteilt, z.B. in "Das Kleine Klimabuch
der Schweiz" (I961) oder bei Becker
(1972). Aber weder der Begriff der Reizstärke
ist einheitlich definiert, noch das Problem
der Dosierung spezieii des thermischen Reizes
befriedigend gelöst, weil dies eine quantitative
Erfassung der Einzelfaktoren des thermischen
Wirkungskomplexes in einer physiologisch
relevanten Form voraussetzt.
2. DAS "KLIMA-MICHEL-MODELL"
Das thermische Milieu des Menschen wird
durch die meteorologischen Variablen Lufttemperatur,
Luftfeuchte, Windgeschwindigkeit und
Strahlung und die nicht-meteorologischen Parameter
Aktivität (innere Wärmeproduktion) und
Bekleidung bestimmt.
Der kombinierte Einfluß dieser sechs Größen
wird in der Behaglichkeitsgleichung näch Fanger
(i97o,1973) erfaßt. Das im Deutschen Wetterdienst
von Jendritzky (1977) abgeleitete Bewertungsverfähren
für das thermische Milieu
(Klima-Michel-Modell) beruht auf der Übertragung
dieser Behaglichkeitsgleichung auf Freilandverhältnisse,
indem u.a. die kurz- und
langwelligen Strahlungsströme parametrisiert
werden.
Das Ergebnis einer Modeilrechnung stellt eine
Aussage über das thermische Empfinden (PMV =
Predic.ted Mean Vote) dar, das im Mittel in einem
Kollektiv aus vielen Personen durch die
thermischen Umveltbedingungen ausgelöst wird.
3. DIE MITTLERE STRAHLUNGSTEMPERATUR
Die Strahlungsflüsse werden über eine mittlere
Strahlungstemperatur t^^. auf den Menschen
bezogen. Diese ist definier" als diejenige einheitliche
Temperatur einer schwarzstrahlenden
Umgebung eines Menschen in festgelegter Körperhaltung
und Bekleidung, bei der der gleiche
Wärmeverlüst bzw. -gewinn durch Strahlung auft
r i t t , wie unter den konkret betrachteten Verhältnissen.
In der mittleren Strahlungstemperatur werden
die direkte Sonnenstrahlung, die Himmelsstrahlung
nach Valko (1966), die reflektierte Sonnenund
Himmelsstrahiung, die Gegensträhluhg nach
Bolz (l95o) sowie die Infrarotstrahlung der
Oberflächen von Erdboden, Gebäuden, Vegetation
etc. erfaßt. Die Wirkung der Strahlung auf den
Menschen hängt also nicht nur von meteorologischen
und astronomischen Gegebenheiten ab, sondern
auch von den Geometrie- und Strählungseigenschaften
der Landschaftsstruktur. Die einzelnen
strahlenden Fläohen werden über Winkelfäktoren
bzgl. der betrachteten Person gewichtet.
4. DAS VEREINFACHTE KLIMATHERAPIE-MODELL
Die Berechnung der mittleren Strahlungstemperatur
ist wegen der Vielzahl der Variablen
ohne EDV-Anlage nicht mehr sinnvoll durchführbar.
Die praktische Anwendung des Modells etwa
in der Klimatherapie setzt aber Einfachheit
voraus^ Nach numerischer Simulation wurden deshalb
repräsentative Bedingungen ermittelt, unter
denen eine große Zahl der Einflußgrößen konstant
gehalten werden kann.
Charakteristisch für eine Terrainkur ist die
Bewegungstherapie im Freien, das Laufen über
Wiesen- oder Waldwege. Der Kurpa.tient geht z.B.
mit einer Geschwindigkeit von ca. 3 km/h entsprechend
einer inneren Wärmeproduktion von
21o W ^bezogen auf eine Körperoberfläche von
1.78 m ) spazieren. Für den Fall, daß die mittlere
Strahlungstemperatur t ^ j . gleich der Lufttemperatur
t^ ist - was man naherungsweise im
Wald annehmen kann - läßt sich der Empfindenswert
PMV bei vorgegebener Aktivität wie folgt
als Funktion der Lufttemperatur t^ berechnen:
PMV = a (1,1,v) . ^ + b dci-v) (1)
Die Werte für a und b sind aus Abb. 1 unter Berücksichtigung
des thermischen Widerstandes der
Bekleidung I . (Tab. 1) ih clo-.Einheiten und
der Windgeschwindigkeit v zu entnehmen.
Die Interpretation des numerischen PMV-Wertes
ergibt sich aus Tabelle 2.

-105-
a.
0.5 -
10
mrt
= t
Äktivität 210 W
Die von direkter Sonnenstrahlung beaufschlagte
Fläche des Kurpatienten ist im folgenden über
den Azimut gemittelt, d.h. sie hängt nicht mehr
von der Ausrichtung der Person zur Sonne, sondern
nur noch vom Höhenwinkel y der Sonne ab.
Die Albedo seiner Kleidung wurde auf 0.3 festgelegt.
6t mrt
ts
30
0.0
0.0
0,5 1.0 1.5
0,0 cl
20
10.0
10
TO
Abb. 1 Die Koeffizienten der Gleichung PMV =
a.t^+b, der Beziehung von Empfinden PMV
und Lufttemperatur t- in Abhängigkeit
von Bekleidungswerk 1^ in clo-Einheitan
mit der 'Windgeschwindigkeit v als
Parameter, für t ^ ^ = t^ und einer inneren
Wärmeproduktion von 21ö W,
Tabelle 1 Wärmedurchgangswiderstand von Bekleidung
(nach Fanger (1973))
Bekleidung I ^
clo
nackt
o.o
leichte Sömmerkleldung o.5
Straßenanzug 1.o
Anzug + leichter Mantel 1,5
Polar-Kleidung 3-4
Tabelle 2
PMV
-3
-2
-1
o
+ 1
+2
+3
Beziehungen von PMV und thermischem
Empfinden
Empfinden
kalt
kühl
leioht kühl
behaglich
leicht wärm
warm
heiß
Der so gefundene PMV-Wert ist im allgemeinen
noch um den Effekt der Abweichung der mittleren
Strahlungstemperatur von der Lufttemperatur zu
korrigieren.
Die geometrischen Verhältnisse sind bei einer
Terrainkur relativ einfach; der Boden bildet
den unteren Halbraum, der Himmel den oberen, so
daß sich nur zwei Winkelfaktoren mit jeweils
o,5 als Gewicht ergeben. Eine Wiese mit einer
Albedo von o.2 und einem Emissionskoeffiziehten
von 0.97 soll sich in Abhängigkeit von Sonnenhöhe,
Wolkenart und Bedeckungsgrad um max, 15 K
über die Lufttemperatur erwärmen:. Der Trübungsfaktor
wird mit T = 2,15 angenommen bei einer
Höhe des Kurgebietes von 15oo m NN (850 mb).
10
20 40 60 80
Abb. 2 Abweichung der mittleren Strahlungstemperatur
von der Lufttemperatur als Funktion
von Sonnenhöhe y* und - beim diffusen
Strahlungsanteil - vom Bedeckungsrad
N. der niedrigen Bewölkung in Achtel.
L
im unteren Teil der Abb, 2 ist der Verlauf des
Flächenmittels der mittleren Strahlungstemperatur
aufgrund der langwelligen und diffusen kurz
welligen Strahlungsflüsse mit dem Bedeckungsgrad
N.(in Achtel) der niedrigen Bewölkung als
Pa,rame^er dargestellt, Einzelne Wolkenarten
werden dabei nicht weiter unterschieden. Mit
wachsender Sonnenhöhe nimmt je nach Bedeokungsgrad
die mittlere Strahlungstemperatur mehr ode
weniger zu. Zunehmende Bedeckung führt dagegen
zuerst zu einer Abnahme bis zu einem Minimum
bei N^= 6/8 bis 7/8 Und dann wieder zu einer Er
höhung von&t^ letzteres ist dem Einfluß der
Bewölkung auf^Sie atmosphärische Gegenstrahlung
zuzuschreiben.
Die in Abb. 2 nicht eingezeichneten Kurven des
Verlaufs vonA t^ . in Abhängigkeit von mittelhoher
Bewölkung Iiegen bei niedrigem Bedeckungs
grad N^ etwa:über, bei starkem Neunter den ent
sprechenden Kurven bei, niedriger Bewölkung, Der
Unterschied zwischen beiden Kurvenscharen ist
aber selbst bei N = 8/8 immer kleiner als 2 K.
Die Beeinflussung der mittleren Strahlungstemperatur
durch Cirrusbewölkung ist ebenfalls vom
Sonnenstand und Bedeckuggsgrad abhängig. Bei
einer Sonnenhöhe, y- = 40 ändert sich in dem
Intervall N = 0/8 bis N = 8/8 die Strahlungstemperatur
zwar um weniger als 2.5 K, bei senkrecht
stehender Sonne aber um 5 K. Die deutlich
ste Abweichung vom Fall t mrt
t- liegt vor,
wenn direkte, Sonnenstrahiung den Kurpatienten
t r i f f t . Da aber mit zunehmendem Sonnenstand die

-106-
direkt bestrahlte Fläche eines stehenden oder
gehenden Menschen immer kleiner wird, t r i t t
das Maximum der Abweichung der mittleren Strählungstemperatur
allein unter dem Einfluß der
direkten Sonnenstrahlung bereits bei = 25°
auf.
Zur Ermittlung des At^^ sind bei geringer Bedeckung
- wenn der Kurpatient also noch der direkten
Sonnenstrahlung ausgesetzt ist - die
Summe aus diffusem und direktem Anteil an der
mittleren Strählungstemperatur zu bilden. Bei
wolkenlosem Hipmel ergibt sich dadurch ein Verlauf
von At + (y^) mit einem flachen Maximum
von etwas üWer 35 K zwischen y^= 3°° bis 5o°,
wobei 3g K unter den Modellannahmen zwischen
y= 1? und 77 überschritten werden.
Die Berechnung der Kurven für die Verhältnisse
in den Niederungen, also für zunehmende optische
Weglänge und Trübung, ergibt einen Anstieg von
At . aufgrund der diffusen Anteile und eine
deutliche Abflachung des Anteils der direkten
Sonnenstrahlung. Der Unterschied der Summe beider
Strahlungsanteile ist aber bei Sonnenhöchststand
im Sommer selbst bei einer Trübung von T
=4-0 sehr gering, bei niedrigstehender Sonne
beträgt er jedoch bis zu 13 K.
0.10
APMV

-107-
Pfleiderer, H.:
Ih:Physikalische Therapie,
Hrsg.: Gordonoff, T.,
Bern ('958)
Schmldt-Kessen, W. : Klimatherapie des bekleideten
Patienten,
Z. angew. Bäder- und Klimaheilkunde
3/4 (1965)
Valko, P.:
Die Himmelsstrahlung in ihrer
Beziehung zur verschiedenen
Parametern.
Arch. Meteor., Geophys.,
Bioklimat. B 14 (1966)
Schweiz. Vereinigung der Klimakurorte (Hrsg.):
Das kleine Klimabuch der
Schweiz (I96I)

-108-
551.585.7:63
ZUR CHARAKTERISTIK DER THERMISCHEN VERHÄLTNISSE IN DEN BERGGEBIETEN
VOM STANDPUNKT DER VEGETATIONSBEDURFNISSB DER KULTURPFLANZEN
Mieczysiaw Hess, Tadeusz Niedzwledz und Barbara Obretska-Starkel
Institut für Kiimatoiogie der Jagelionischen Universität
Krakow, Polen
Abstract In the eiaboration use was made
of the daily data concerning air temperatures
recorded in the period from 1951
to 1970 by flfteen stations situated in
the Lower Beskid ränge. The authors discuss
the probability of the occurence of
extreme air temperatures and take under
consideration those values which set limits
to the growing of agricultural
piants^
Zusammenfassung Auf Grund täglicher Daten
aus den Jahren in 15 klimatologischen
Stationen wurde das wahrscheinliche Auftreten
der thermischen Extreme im vertikalen
Profil der Berge Beskid Niski und
ihr Einfluss auf die Entwicklung der Vegetation
der Kulturpflanzen analysiert.
1. EINLEITUNG
Die Versuche, optimale Modelle der
Bewirtschaftung von Gebirgsboden zu bearbeiten,
die eine Intensivierung des
Ackerbaus anstreben, bedürfen einer Bewertung
des Einflusses des klimatischen
Faktors auf die Pflanzenvegetation. In
der vorliegenden Veröffentlichung widmen
wir besondere Aufmerksamkeit den Extremumwerten
der Temperatur, weil die Analyse
der minimalen und maximalen Temperaturen
und der von ihnen abgeleiteten
Koeffizienten das Erfassen der für die
Entwicklung der Pflanzen wesentlichen
Merkmale des Tagesgangs des Lufttemperatur
erlaubte
Die vom agroklimatischen Standpunkt
vollständigste Charakteristik besteht für
uns in der Wahrscheinlichkeit des Auftretens
von bestimmten Temperaturwerten.
Der Vorteil der von uns vorgewiesenen
Methode besteht darin, dass man bei der
Kenntnis des beliebigen kritischen Temperaturwerts
für die jeweilige Kulturpflanze
an den Wahr sehe i nli chke i t snomogramme n ablesen
kann. Wie oft an jeweiliger Stelle
des senkrechten Profils die jeweilige
Pflanze der negativen Beeinflussung von
extremen Temperaturen ausgesetzt sein
kann. Die weiter unten stehenden Nomogramme
ermöglichen daher gleichfalls eine
Bestimmung der raumlichen Bereiche, in
denen diese kritischen Temperaturwerte
auftreten.
2. MATERIAL UND BEARBEITUNGSMETHODE
In der vorliegenden Bearbeitung
wurden tägliche Daten betreffs der Lufttemperatur
in der Zeitspanne 1951 - 1970
von 15 in dem Beskid Niski und seinem
Vorfeld /Polskie Karpaty Zachodnle - Polnische
Westkarpaten/ liegenden klimatologischen
Messungsstellen verwertet. Diese
Stellen repräsentieren ein Profil von
240 bis 1000 m über dem Meeresspiegel.
Acht davon befinden sich auf konvexen
Geländeformen, sieben in konkaven. Die
Zuordnung der Messungsstellen zu Talstellen
geschah leichter und war eindeutiger.
Unter den Stellen auf konvexen Geländeformen
befinden sich sowohl solche, die
auf hohen Terrassen oder Talhängen wie
auch andere, die auf Bergrücken lokalisiert
sind.
Auf dem betrachteten Gebiet kann man
zwei klimatische Stufen unterscheiden.
Die Stufe von mässig warmer Temperatur
/mittlere Jahrestemperatur von 8 bis 6 /
reicht im Durchschnitt bis zu 570 m über
dem Meeresspiegel. Die mässig kühle Stufe
/mittlere Jahrestemperatur von 6 bis 4 /
zieht sich bis zu den Kämmen des Beskid
Niski /Hess 1976/. Die Vegetationsperiode
/mittlere Tagestemperatur über 5 / beginnt
auf dem Vorfeld dieses Gebirgskammes um
die Wende des März und April, im Laufe
der ersten 10 Apriltage verschiebt sie
sich bis zu 600 m über dem Meeresspiegel
und am 23.1V. erreicht sie die Kammpartien.
Die Dauer der Vegetationsperiode
verändert sich von 226 - 215 Tagen am
Bergfuss bis zu 182 Tagen auf dem Hauptrücken.
Folgende Gleichungen der Regressionsgeraden
drücken die feste Abhängigkeit
der Dauer des Vegetationsprozesses
/y/ von der Hohe über dem Meeresspiegel
/H/ aus:
- für konvexe Geländeformen
y = 241 - 0,060 H / i /
b^ = + 3 Tage r = - 0,982
- für konkave Geländeformen
y = 245 - 0,083 H /2/
bg = + 2 Tage r = - 0,970
wobei bg den Standardrechnungsfehler,
r - den Korrelationskoeffizienten bedeutet.
Der Haupttel der Arbeiten bestand
in der Berechnung der Frequenz und der
Wahrscheinlichkeit der einzelnen Parameter

-109-
des thermischen Regimes in den fünfstufigen
Intervallen. Es wurden ebenfalls die
mittleren und die Extremumwerte eines
jeden Elements, Fehler der mittleren Werte,
Standardabweichungen und die
Korrelationskoeffizienten berechnet.
Das so bearbeitete Material wurde
für das Aufstellen von Nomogrammen der
Wahrscheinlichkeiten des Auftretens von
bestimmten Temperaturen in den einzelnen
Monaten und für die charakteristischen
Jahressaisons ausgenutzt. Diese Nomogramme
stellen die Unterschiedlichkeit
der Wahrscheinlichkeit von Bestandteilen
des thermischen Regimes am senkrechten
Profil der Berge unter Berücksichtigung
der konvexen und konkaven Reliefformen
dar.
3. BEISPIELE FÜR DIE ZEIT - RÄUMLICHE
UNTERSCHIEDLICHKEIT DER EXTREMEN
TEMPERATUREN IM BESKID NISKI
Die mittleren Werte der Lufttemperatur
charakterisieren den grundsatzlichen
thermischen Hintergrund, an die die
Hauptprozesse der Entwicklung in den
Pflanzenorganismen anknüpfen. Die Extremumtemperaturen
dagegen entscheiden über
die extremen Verhältnisse für die Pflanzenvegetation,
wobei im recht feuchten
Klima der polnischen Karpaten die Hauptgefahr
grösserer Temperatursenkungen
droht.
Am umfassendsten und genauesten
wird die Unterschiedlichkeit der extremalen
Temperaturen im Beskid Niski von
den Wahrscheinlichkeitsnomogrammen des
Auftretens von bestimmten Werten dieser
Temperaturen in den einzelnen Monaten,
abhangig von der HOhe über dem Meeresspiegel
und der Geländeform, angegeben.
Der Vorteil der Nomogramme besteht darin,
dass sie eine kondensierte Information
über alle in dieser Zeitspanne vorkommenden
extremalen Temperaturen an beliebiger
Stelle des untersuchten Gebiets
enthalten. Die von ihnen gelieferten
Informationen betreffen daher nicht mehr
die wenigen Messungsstellen, sondern
stehen in fester Verbindung mit der HOhe
über dem Meeresspiegel und der Gelandeform.
Mit dieser Methode kann die Differenzierung
der extremalen Lufttemperaturen
in den vom Standpunkt der Kulturpflanzenvegetätion
charakteristischen
Monaten dargestellt werden^
Die interessantesten Daten für den
Winter stellen die Nommograme des Auftretens
von Temperaturextremen im
Februar dar. Die maximalen Temperaturen
dieses Monats liegen zwischen - 20 und
+ 18 . Die Wahrscheinlichkeit des Auftretens
von Frosttagen /mit maximaler
Temperatur unter 0 / liegt zwischen
40 und 63 % je nach Höhe über dem Meeresspiegel
und der Gelandeform. Tage mit
maximaler Temperatur niedriger als -10°
kommen mit Wahrscheinlichkeit von 4 %
in der unteren Partie, bis 9 % auf den
höchsten Gipfeln vor /Fig.l/.
Auf konvexen Geländeformen unter 650 m
über dem Meeresspiegel besteht ca. 20 %
Wahrscheinlichkeit, dass hier die höchsten
Plustemperaturen über 5 auftreten.
Dies hangt mit dem Zustrom fOhnartiger
Winde zusammen.
1000
800
600
400
200
600
400
m ü.M. konvexe Getdndeformen
konkave Getändeformen
200
-20 -15 -10 -5 0 5 10 15°C
Figur 1. Wahrscheinlichkeit des Auftritts
von maximaler Lufttemperatur
unterhalb von bestimmten Werten
im Februar im Beskid Niski
In den Talsohlen der Beskiden oberhalb
von 400 m über dem Meeresspiegel
stellte man im Februar Stürze der minimalen
Temperatur bis - 35 fest, und die
Wahrscheinlichkeit, dass minimale Temperaturen
unter - 20 auftreten, überschreitet
10 % /Fig.2/. Bei so tiefen Temperaturen
muss man mit Frostschäden mancher
Kirsch-, Birnen-, Apfel- wie auch
Walnussbäume rechnen.
1000
900
800
700
600
500
400
300
200
600
500
400
300
ü.M,
7
konvexe Getöndeformen
MI
konkave Getöndeformen
WM
200
-30 -20 -10
Figur 2. Wahrscheinlichkeit des Auftritts
von minimaler Lufttemperatur
unterhalb von bestimmten Werten
im Februar im Beskid Niski
Die am geringsten durch so starken
Frost gefährdete Zone liegt auf konvexen
Geländeformen im HOhenintervall oberhalb
von 500 m über dem Meeresspiegel. Eben
dort bestand im Zeitabschnitt 1951 -
1970 unter 1 % Wahrscheinlichkeit, dass

-110-
dle Temperaturen unter - 25 sinken und
die, dass die minimalen Temperaturen
unter - 20 sinken - nur ca. 4 %.
Auf konvexen Gelände formen unterhalb
von 500 m über dem Meeresspiegel besteht
12 % Wahrscheinlichkeit, dass im Februar
positive Minimaltemperaturen auftreten.
In konkaven Formen in dieser Höhe sinkt
sie bis zu 8 %.
Bas thermische Regime des Aprils
hat eine grosse Bedeutung vom Standpunkt
der Pflanzenvegetation. Die Schneedecke
verschwindet auf dem untersuchten Gebiet
in der zweiten Märzhälfte, und eine Woche
danach erfolgt ein vollständiges Entfrieren
des Bodens. Der Beginn der Feldarbeiten
fallt auf die Marz-Aprilwende. In
den ersten 10 Apriltagen wird das Sommergetreide
ausgesät und es erfolgt die
Wiederaufnahme der Frühjahrsvegetation
des Wintergetreides /Obrebska-Starkel
1977/. In den letzten zehn Tagen dieses
Monats werden Frühkartoffeln gepflanzt
und Zuakerrüben gesät.
m ü.M.
1000
900
B00
700
600
500
400
300
200
konvexe Getändeformen
600
konkave Getandeformen
500
400
m.—iy
300
200
20 25 30
Figur 3. Wahrscheinlichkeit des Auftritts
von maximaler Lufttemperatur
unterhalb von bestimmten Werten
im April im Beskid Niski
In der unteren Partie des untersuchten
Profils kommen in diesem Monat
maximale Temperaturen vor, die sogar bis
zu 28 reichen /Fig.3/. Unterhalb von
700 m können heisse Tage auftreten
/t max >25 /, wobei es weniger als 1 %
Wahrscheinlichkeit gibt, dass solche
Tage vorkommen. Zugleich aber kommen
auch negative Temperaturmaxima vor, deren
Wahrscheinlichkeit für die oberhalb von
400 m über dem Meeresspiegel i %, oberhalb
von 700 m 5 % überschreitet und auf
dem Hauptrücken der Beskiden fast bis zu
iO % reicht.
Die Temperaturminima im April betragen
häufig unter 0 /Fig.4/. Die
Wahrscheinlichkeit, dass im April Nachtfrost
in den Tälern auftritt, schwankt
um ca. 25 % in der Hohe von 250 m über
dem Meeresspiegel, indem sie in der Hohe
von über 500 m 50 % überschreitet. Der
Wert 50 % Wahrscheinlichkeit von Nachtfrost
auf konvexen Geländeformen über
1000
900
aoo
700
600
500
400
300
200
m ü.M.
konvexe Geländeformen
konkave Getandeformen
600
500
400
!a "5
300
200
-5 0 5 10 15"C
Figur 4. Wahrscheinlichkeit des Auftritts
von minimaler Lufttemperatur
unterhalb von bestimmten Werten
im April im Beskid Niski
500 m über dem Meeresspiegel t r i t t eigens
auf den höchsten Kammpartien auf. Auf
konvexen Geländeformen sank die Temperatur
im April nicht unter - 10 . Solche
Temperaturen kamen jedoch in konkaven
Geländeformen oberhalb von 450 m über
dem Meeresspiegel vor. Temperatürstürze
unter - 4 /sehr starker Nachtfrost/;
die bei Sonnenaufgängen vor allem Kartoffeln,
seltener Wintergerste und -hafer
beschädigen können, kommen noch in Kaltluftbecken
mit über 10 % Wahrscheinlichkeit
vor.
Die Analyse der extremalen Apriltemperaturen
erweist, dass die Talsohlen
in den Beskiden sich durch Temperaturschwankungen
von hohen über null und
tiefen unter null auszeichnen, was die
Entwicklungsprozesse aller Gruppen der
hier besprochenen Kulturpflanzen
behindert.
Im vollen Sommer, im Juli, erfolgt
auf dem untersuchten Gebiet die Getreideernte
sowohl des Winter- als auch des
Sommergetreides. Im Beskid Niski und
seinem Vorfeld gibt es in diesem Monat
günstigere Verhältnisse der Sonnenbestrahlung
und einen günstigeren Strahlungshaushalt
als in den weiter westlich
liegenden Gruppen des Beskid Slaski oder
Wysoki /Obrebska-Starkel 1977/. Dies
begünstigt das schnellere Reifen des
Getreides und eine stärkere Konzentration
der Erntetermine um ihr mittleres Datum.
Im Juli wurde unter 400 m über dem
Meeresspiegel nirgends ein Sturz der
maximalen Temperatur unter 10 festgestellt
/Fig.5/. Bis zu ca. 600 m Höhe
kommen heisse Tage mit maximaler Temperatur
über 30 vor, bis zu ca. 300 m
gibt es 5 % solcher Tage. In tieferen
als 350 - 400 m Partien ist ca. 40 %
der Julitage sehr warm /t max ^ 25 /
und 70 - 75 % aller Tage zeichnet sich
durch eine maximale Temperatur aus, die
höher als 20 ist. Dies erweist, dass
die Zelt der Getreideernte und die der
Zuckerentstehung in den Rüben unter

1000f
m ü.M.
900
600
700
600
500
400
300
200
600
500
konvexe Getändeformen
konkave Getändeformen
400
300
200 10 15 20 25 30 35 *C
Figur 5. Wahrscheinlichkeit des Auftritts
von maximaler Lufttemperatur
unterhalb von bestimmten Werten
im Juli im Beskid Niski
günstigen Bedingungen des thermischen
Regimes steht. Im Vergleich mit den
maximalen Temperaturen sind die minimalen
im Juli, besonders in konkaven
Geiündeformen, viel differenzierter.
1000
900
800
700
600
500
400
300
200
600
500
400
300
u.M.
3
200 l — r — t
konvexe Getändeformen
konkave Getändeformen
20'C
Figur 6. Wahrscheinlichkeit des Auftritts
von minimaler Lufttemperatur
unterhalb von bestimmten Werten
im Juli im Beskid Niski
Sie liegen jedoch im gesamten untersuchten
HOhenprofil über Null /Fig.6/, und
den ersten Nachtfrost kann man in den
Talsohlen in den Beskiden erst im
August erwarten.
In anschaulicher Weise kann man
die Unterschiede im Charakter der thermischen
Verhältnisse der konvexen und
konkaven Formen auf Grund der Wahrscheinlichkeit
des Auftretens von Tagen mit
minimaler Temperatur unter 0 im
Jahresverlauf erfassen /Fig.?/.
0}
1000 m ü.M.
900
800
700
600
500
400 t7
300
200
i ii m iv v vi vii vm ix x xi xn i ii
b) m ü.M.
600
500
400
300
33
200
i ii Hi iv v vi vn vm ix x xi xn i
Figur 7. Zeit-räumliche Differenzierung
des Auftritts von minimalen
Temperaturen unter 0 im Beskid
Niski: a - auf konvexen Geländeformen,
b - in konkaven Geländeformen
In konkaven Geländeformen oberhalb
von 600 m über dem Meeresspiegel kann
Nachtfrost das ganze Jahr hindurch
auftreten. Auf konvexen Geländeformen
wurde dagegen auf dem gesamten Höhenprofil
kein Nachtfrost im Juli und
August festgestellt, unter 600 m t r i t t
er ebenfalls nicht im Juni auf.
4. SCHLUSSFOLGERUNGEN
1. Für eine eingehende Charakteristik
der thermischen Verhältnisse im Gebirge,
die vom Standpunkt der Aufteilungsbedürfnisse
des landwirtschaftlichen
Anbaus ausgeführt wird, müssen vor allem
thermische Tageswerte verwendet werden.
Diese Daten ermöglichen die Bestimmung
der Wahrscheinlichkeit des Auftretens
von beliebigem Schwellenwert der Temperatur.
2. Auf einem Gebiet von differenzierten
Geländeformen genügt es bei der Planung
von Anbaukomplexen nicht, die thermische
Differenzierung im Bereich des Mikroklimas
zu berücksichtigen, die vor allem
von der HOhe über dem Meeresspiegel
abhängig ist. Es ist eine Notwendigkeit
- besonders bei der Betrachtung der
minimalen Lufttemperaturen - vor allem

die mezoklimatisehe Einwirkung der Hauptgel
ände formen zu berücksichtigen, wenigstens
solcher wie die konvexen und konkaven.
3. Genaue Angaben über die zelt-räumliche
Differenzierung der thermischen
Verhältnisse können von den Nomogrammen
der Wahrscheinlichkeit des Auftretens
von bestimmten thermischen Indikatoren
geliefert werden.
4. Die von uns vorgeschlagene Methode
der Charakteristik von thermischen
Verhältnissen kann auch für andere
Gebirgs- und Hochebenengebiete Anwendung
finden, und zwar nicht nur in Mitteleuropa,
sondern auch weit ausserhalb
davon. Sie sollte dann mit der Bewertung
quantitativer Verbindungen sowohl
zwischen den jeweiligen Elementen und
Indikatoren des thermischen Regimes und
den geographischen Faktoren als auch
den jeweiligen Elementen und den die
thermischen Verhältnisse kennzeichnenden
Indikatoren ergänzt werden.
Dadurch wird die Aufstellung von
Komplexindikatoren ermöglicht, die die
höchste Anzahl von hohen Korrelationskoeffizienten
haben.
5. REFERENZEN
Hess,M., Niedzwiedz,T. und Obrebska-Starkel,
B. /1976/ Characterlzing of thermal
reiationships in mountainous
areas as considered from the point
of view of the conditions of growth
of cultivated plahts. Folia Geogr.
/ser.geogr.-phys./ iö, 5 - 27.
Hess,M., Niedzwiedz,T. und Obrebska-Starkel,B.
/1977/ Thermal coditions of
the Lower Beskid ränge /method of
characterizing the thermal relations
in mountainous areas/. Prace Geogr.
123, 101 pp.
Obrebska-Starkel,B. /1977/ Phenologicalclimatic
typology and regionalisation
in upper Vistula river basin as
example. Rozpr. habil. 11, Krakow,
235 pp.

-113-
551.584.41(23)
MIKROKLIMATISCHE VERHÄLTNISSE IM BER&MISCHWALD BEI VERSCHIEDENEN SCHLAGVERFAHREN
Helmut Mayer
Institut für Meteorologie der Forstlichen Forschungsanstalt München
München, Bundesrepublik Deutschland
Abstract From the research program
^Rejuvenescence of the Mountain Mixed
Forest" preliminary results are shown
about the microclimatic conditions in
the mountain mixed forest at different
cut procedures.
Zusammenfassung Vom Forschungsvorhaben
"Verjüngung des Bergmischwaldes" werden
erste Ergebnisse über die mikroklimatischen
Verhältnisse im Bergmischwald bei
verschiedenen Schlagverfahren dargestellt.
1. EINLEITUNG
Um die Erhaltung und Wiederausbreitung
des Fichten-Tannen-Buchen-Waldes
(Bergmischwald) in seinem natürlichen
Verbreitungsgebiet zu untersuchen, wurde
im Jahre 1976 an der Forstlichen Forschungsanstalt
München unter der Projektleitung
des Waldbauinstitutes ein Forschungsvorhaben
mit interdisziplinärer
Beteiligung (u.a. mit den Instituten für
Meteorologie, für Waldwachstumskunde und
für Bödenkunde und Standortslehre) aufgestellt,
durch das alle Faktoren erfaßt
werden sollten, die den Verjüngungsablauf
bestimmen.
In der ersten Phase wurden im Lehrforstamt
Ruhpolding (Chiemgauer Berge -
Kalkbereich der ostbayerischen Alpen) 21
Versuchsflächen in geschlossenen Altbeständen
des Bergmischwaldes mit den folgenden
5 verschiedenen Uberschirmungen
eingestellt: Kontrolle (Kennung .0),
also unbehandelt, schwacher Schirmschlag
(.1), starker Schirmschlag (.2). Kahlschlag
(.3) und Femelschlag (.4). Durch
die Versuchseinrichtungen ist es möglich,
alle Größen zu bestimmen, von denen angenommen
werden kann, daß sie für die
Verjüngung und auch für die Reaktion des
Altbestandes von Bedeutung sind. Neben
dem Zuwachs des Altbestandes, der Überachirmung
des Altbestandes und anderen
forstlichen Faktoren spielen dabei auch
die mikroklimatischen Verhältnisse auf
den Versuchsflächen eine bedeutende Rolle.
2. VERSUCHSANLAGE
Die 21 Einzelversuchsflächen in den
geschlossenen Altbeständen des Bergmischwaldes
können wie folgt unterteilt werden:
a, Hauptversuch: 10 Versuchsflächen mit
den 5 verschiedenen Uberschirmungen,
wobei jeder Überschirmungsgrad auf 2
Flächen vorhanden ist,
b, 4 Nebenversuchsflächenpaare mit jeweils
1 Kontroll- und einer starken
Schirmschlagfläche, zur Ergänzung des
Hauptversuchs nach Exposition und
Höhenlage,
c, 3 Sonderflächen zur Beobachtung
spezieller Fragen.
Jede Einzelfläche stellt eine Behandlungseinheit
von ca. 0.5 ha Größe
dar, in der auf einer ca. 0.1 ha großen
Kemfläche Erhebungen ohne allzu große
Randwirkungen möglich sind.
3. WALDBAULICHE EINGRIFFE
Durch Hiebsmaßnahmen wurden vergleichbare
Bestände nicht nur nach Baumartenzusammensetzung
und Verteilung der
Samenträger sondern auch nach den Uberschirmungsverhältnissen
geschaffen. Folgende
Hiebsmaßnahmen wurden durchgeführt
a, Femelschlag:! Aushieb eines kreisförmigen
Loches mit einem Durchmesser von
30 m,
b, Kahlschlag,
c, starker Schirmschlag: Entnahme von ca
50 % der Grundfläche,
d, schwacher Schirmschlag: Entnahme von
ca. 30 % der Grundfläche.
Auf den Haupt- und Nebenversuchsflächen
steht jeweils einem starken
Schirmschlag eine unbehandelte Kontrollfläche
(= Nullfläche) gegenüber.
In Tabelle 1 sind für die Versuchsflächen,
von denen im folgenden erste
mikroklimatische Ergebnisse dargestellt
werden, die wichtigsten ertragskundlichen
Daten zusammengestellt.
Tabelle 1: Ertragskundliche Daten einiger
waldbaulich behandelter Versuchsflächen
Fläche Höhe ü. Hangr. Überschir. Hangnei
Nr. NN
1.0 910m NNW 67.9% 20^
1.1 910m
56.1% 24'
1.2 910m
22'
NW 49.0% 24C
1.3 910m NNW
2.4 950m NW
35'
5.0 950m N 80.1% 31c
5.2 950m N 44.9%
6.0 950m S 85.7% 22'
6.2 950m S 51.0% 27
4. MIKROKLIMATISCHE MESSUNGEN (1977)
4.1 Meßgeräteeinsatz
Bedingt durch die zur Verfügung stehenden
finanziellen Mittel konnten die
einzelnen Versuchsflächen nur ungenügend
mit Meßgeräten bestückt werden, so daß
die mikroklimatischen Verhältnisse auf
den Versuchsflächen nur teilweise erfaßt
werden konnten. Folgende Parameter
wurden kontinuierlich gemessen:

-114-
a, die Lufttemperatur und die relative
Luftfeuchtigkeit in ca. 30 cm Höhe auf
allen Versuchsflächen; je Versuchsfläche
ein Meßgerät an möglichst repräsentativer
Stelle,
b, die wöchentlichen Niederschlagssummen
an mindestens einer repräsentativen
Stelle auf allen Versuchsflächen,
c, die Erdbodentemperaturen in 2 cm, 5
cm und 10 cm Tiefe auf den Flächen
1.0 (Hauptversuch/Kontrollfläche) und
1.3 (Hauptversuch/Kahlschlag),
d, die Globalstrahlung auf den Flächen
des Hauptversuchs 1.0 (Kontrollfläche),
1.1 (schwacher Schirmschlag), 1.2 (starker
Schirmschlag), 1.3 (Kahlschlag) und
1.4 (Femelschlag).
Ferner wurden wöchentlich die Beleuchtungsstärken
(Oberlicht) über den Regenmessern
erfaßt und im Winter 1976/1977
die Schneehöhen gemessen.
Obwohl diese Meßgeräteausstattung beträchtlich
unter der für solche Forschungsvorhaben
erforderlichen apparativen Ausrüstung
liegt - entsprechende Vergleiche
sind z.B. durch die Untersuchungen über
die Umwelteinflüsse auf das Verhalten von
Hochlagenaufforstungen im Dischmatal bei
Davos (u.a. Turner, 1971, sowie Turner
et al., 1975) oder durch die ökologischen
Untersuchungen in der subalpinen Stufe
zum Zwecke der Hoohlagenaufforstung (u.a.
Aulitzky, 1961, 1968) gegeben - zeigen
die Meßergebnisse aus dem Jahr 1977) daß
damit eine Beschreibung der mikroklimatischen
Verhäitnisse auf den einzelnen
Versuchsflächen möglich ist; sie muß jedoch
noch durch Aussagen über weitere
Größen wie z.B. die Windgeschwindigkeit,
die Bodenoberflächentemperatur, die Bodenfeuchte
oder den oberirdischen Abfluß
ergänzt werden.
4.2 Ergebnisse
Qualitativ ergibt sich bei den hier
gewonnenen Ergebnissen eine gute Ubereinstimmung
mit den schon aus der Literatur
bekannten (u.a. Geiger. 1961, Baumgartner,
1960, und Lee, 1978). Wie zu erwarten
war, so werden auch hier die einzelnen
mikroklimatischen Unterschiede
zwischen den Versuchsflächen bei gleicher
Höhenlage und Exposition im wesentlichen
durch die verschiedene Überschirmung hervorgerufen.
Je kleiner dabei der Überschirmungsgrad
ist, desto größer ist die
während eines Tages zum Waldboden gelangende
Globalstrahlungsmenge (Abb. 1),
desto größer sind die tägliche Erwärmung
und die nächtliche Abkühlung in der Luftschicht
nahe über dem Waldboden (Abb. 2),
desto größer sind die tägliche Erwärmung
und die nächtliche Abkühlung in der luftnahen
Bodenschicht (Abb. 3) und desto
größer sind auch die zum Waldboden gelangenden,
den Stammabfluß nicht beinhaltenden
Niederschlagsmengen (Abb. 4).
Bei den Luftfeuchtigkeitsverhältnissen
(Abb. 2) ergeben sich keine so klaren
Unterschiede wie z.B. bei der Lufttemperatur.
Es läßt sich jedoch die Tendenz
feststellen, daß eine geringere Uberschirmung
tagsüber einen größeren Dampfdruck
e und eine kleinere relative Luftfeuchtigkeit
RH und nachts ein kleineres
e und ein größeres RH bewirkt als z.B.
auf der unbehandelten Kontrollfläche.
400
200
Ay/poMfg - BMyniscfwoM.' 25. 9 7977
- KonMp f;.0J
f!2J
[ I i I ! ! I r"l I I !
72 75 20 24
Abb. 1: Tagesgänge der Globalstrahlun]
I + H am 25.8.1977 (schöner Sommertag
auf verschiedenen Versuchsflächen
900-
?oo-
^ 60-
40-
79-
ü 7J
5-
s= 77-
/a//poMhg -SMgmtK/moM. -M 7977
- MnimM? f!0J
- /6MscMg f7.j7
24USr
Abb. 2: Mittlere Tagesgänge der Lufttemperatur
1^, des Dampfdrucks e und der
relativen Luftfeuchtigkeit RH im Juli
1977 auf verschiedenen Versuchsflächen
(ca. 30 cm über dem Waldboden)
Bei der Zusammenfassung der MeBwerte
der Lufttemperatur T und des Dampfdrucks
e zu Mittelwerten für den Sommer 1977
(Juni, Juli und August 1977) ergeben sich
expositionsabhängige Unterschiede,;die
aufgrund der Versuchsflächenanordnung
besonders zwischen den Kontroll- und den
starken Schirmschlagflächen deutlich
werden (Tabelle 2). So unterscheiden
sich z.B. die Flächen 1.0 und 1.2 kaum,
während auf den Nordflächen ein starker
Schirmschlag bei 5.2 eine stärkere
nächtliche Abkühlung der bodennahen Luft-

-115-
Tabelle 2: Mittelwerte der Lufttemperatur
und dea Dampfdrucks e auf verschieden
exponierten Kontroll- (.0) und
starken Schirmschlagfiächen (.2; im Sommer
1977
Fläche Hangr. T in °0 e in hPa
Nr. *
1.0 NNW 13.5 11.8
1.2 NW 13.7 11.8
5.0 N
13.5 12.0
5.2 N
13.0 11.5
6.0 S
12.5 12.0
6.2 S
13.2 12.7
schicht und damit geringere Sommerwerte
von 1^ und e als auf der Kontrollfläche
5.0 zur Folge hat. Auf den Südflächen
wird zwar bei 6.2 die bodennahe Luftschicht
nachts auch stärker abgekühlt
als bei 6.0, doch wird sie bei Tag wesentlich
stärker erwärmt, so daß die
Sommerwerte von T und e bei 6.2 über
denen von 6.0 liegen.
als auf den anderen, hier zum Vergleich
herangezogenen Versuchsflächen sind. So
hat z.B. die unbehandelte kontrollfläche
6.0 im Untersuchungszeitraum eine höhere
Niederschlagssumme aufzuweisen als die
Kahlschlagfläche 1.3. Zum Teil können
dafür topographische Besonderheiten des
Versuchsgeländes verantwortlich gemacht
werden.
950-
a/poMip - amyrnoSwob'. 775.7977-77 #27977
fMpoMmg BM9rn

-116-
abwärts infolge der umstehenden, bis zu
25 m hohen Bäume verändert, und daß ihr
Maximum auf dieser Art von Versuchsfläche
auf der oberen Hälfte des Hanges -
wie zu erwarten, zusammen mit dem Maximum
der Beleuchtungsstärke (Oberlicht) -
liegt. Neben der Höhe der umgebenden
Bäume ist dafür noch die Hangneigung mitbestimmend.
5. SCHLUSSFOLGERUNGEN
Für Verjüngungsuntersuchungen sind
Auasagen über die mikroklimatisohen Verhältnisse
in der bodennahen Luftschicht
auf allen Versuchsflächen unerläßlich.
Aus finanziellen, personellen und meßtechnischen
Gründen wird aber eine für
solche Zwecke noch geeignetere Feinanalyse
der klimatischen Verhältnisse auf
kleinen Probekreisen von jeweils ca.
1 qm Fläche innerhalb der einzelnen
Versuchsflächen kaum durchführbar sein.
Dadurch erhöht sich die Bedeutung der
mit der hier angewandten Methodik erzielten
Ergebnisse. In noch durchzuführenden
Bearbeitungen muß jetzt versucht
werden, diese Ergebnisse in Abhängigrkeit
von Geiändeparametern und baumspezifischen
Größen wie z.B. die Überschirmung
zu generalisieren und in Beziehung
zu Verjüngungskenngrößen wie z.
B. die Zahl der Keimlinge zu setzen.
6. ANMERKUNG
Das interdisziplinäre Forschungsvorhaben
"Verjüngung des Bergmischwaldes",
das mit Messungen und Beobachtungen fortgesetzt
wird, hat eine finanzielle Förderung
durch die Deutsche Forschungsgemeinschaft.
7. REFERENZEN
Aulltzky.H., 1961: Lufttemperatür und
Luftfeuchtigkeit. Mtl. FBVA Mariabrunn
5_9_, 104-125.
Aulitzky^H., 1968: Die Lufttemperaturverhältnisse
einer zentralalpinen
Hanglage. Arch. Met. Geoph. Bioki.,
Ser. B, 1_6, 18-69.
Baumgartner,A., 1960! Gelände und Sonnenstrahlung
als Standortsfaktor am
Großen Falkenstein (Bayerischer Wald).
Forstw. Cbl. 29_, 286-297.
Geiger,R., 1961: Das Klima der bodennahen
Luftschicht. Braunschweig: Vieweg-
Verlag.
Lee,R., 1978: Forest Microclimatology.
New York: Columbia Press.
Turner,H., 1971: Mikroklimatographie und
ihre Anwendung in der Okölogie der
subalpinen Stufe. Annal. Meteorol.
(N.F.) Nr. 5, 275-281.
Tumer,H., Rochat,P. und A.Streule, 1975:
Thermische Charakteristik von Hauptstandortstypen
im Bereich der oberen
Waldgrenze (Stillberg, Dischmatal bei
Bavos). Mitt. Schweiz. Anst. forstl.
Vers'wes. 5_1., 95-119.

-117-
55.1.506.8(234,322.234.351 )
VERGLEICH ZWISCHEN BERNER JURA UND.BERNER OBERLAND
VOR&ENOMKEN AUF GRUND ZWEIER PHAENOLOG'ISCHER EREIGNISSE^'AUS FRUEHLING UND HERBST
Richard Volz
Geographisches Institut der Universität
Bern, Switzerland
Abstract Observations of the äpple bloom
and the leäf coloration of the beech tree
are used as indicators to compare the vegetative
development between the Bernese
Jura and the Bernese Alps.. At the same altitude
the phenophases In the Jura are later
in spring and earlier ih autumn than in
the Alps... The difference increases with
height. While the mean delay of the apple
bloom is 4.9 days per 100 m in the Jura,; it
is 3-5 days in the Alps,. För the leaf coloration
of the beech tree no linear correlation
with height cöüld be found.
Zusammenfassung Beobachtungen der Apfelblüte
und der Buche .Blattverfärbung dienen
als Indikatoren für einen Vergleich der unterschiedlichen
Vegetationsentwicklung im
Berner Jura und im Berner Oberland, Auf der
gleichen Höhe sind die phänologischen Ereignisse
im Jura im Frühling später und im
Herbst früher als im Oberland. Der Unterschied
vergrossert sich mit zunehmender Höhe.
Die mittlere Verzögerung der Apfelblüte
beträgt im Jura 4,9 Tage und im Oberland
3,5 Tage pro 10.0 m. Bei der Blattverfärbung
wurde keime lineare.Höhenabhähgigkeit gefunden
.
1. EINLEITUNG
Das Geographische Institut' der Universität
Bern Abt. Prof, Mes.serli betreut mit Unterstützung
des Kantonalen Planungsamtes ein
klimatisches Beobachtungsnetz. Von den unentgeltlich
arbeitenden Beobachtern;, die
sich auf den ganzen Kanton Bern verteilen,
werden während des Sommerhalbjahres phänolögische
Ereignisse aufgezeichnet. In einer
Zwischenauswertung wurden die Daten der
Jahre 1970 bis 1974 bearbeitet. Die drei
Ereignisse Apfelbaum Vollblüte;, Weizenerhte
und Buche Blattverfärbung wurden über die
Beobachtungsperiode gemittelt und in einer
mehrfarbigen Karte im-Massstab 1 : 300 000
dargestellt (VOLZ 1977)..
2. DATENMATERIAL UND DATENVERARBEITUNG
59 Beobachter haben im Durchschnitt zu jedem
Ereignis 18.4 Meldungen zusammengetragen.
Jede Meldung, enthält detaillierte Angaben
über den Standort des Beobachtungsobjekts.
Leider war es nicht zu vermelden, dass ein
gewisser Wechsel im Mitarbeiterkreis stattfand.
Aus diesem und aus anderen Gründen
ist eine Mehrzähl unserer Beobachtungs punkte
nicht durch eine vollständige Reihe be^
legt. Gerade bei kurzen Reihen können aber
fehlende Werte einen grossen Einfluss auf
das arithmetische Mittel haben. Wir suchten
deshalb einen Weg für eine Mitteldarstellung.,
bei dem die unvollständigen Beobachrtungsreihen
auf einfache Art in die Auswertung
einbezogen werden, konnte,. Diesen
Weg fanden wir in der Anwendung der Quartilstatistik
(vgl. Flg. l ) . Sämtliche Daten
eines Ereignisses wurden in chronologischer
Reihenfolge aufgelistet uhd in
vier Quartile gegliedert. Jedes Beobachtungsdatum
liess sich hernach dem 1., 2.,
3. oder 4. Quartil. zuordnen. Diese Zuordnung
wurde für jedes Jahr vorgenommen. Ein
Vergleich ergab,- dass die Zugehörigkeit
eines Beobachtungspunktes zu einem Quartil
in den verschiedeneh Jähreh ziemlich konstant
bleibt,. Tab. 1 gibt darüber etwas
detailliertere Auskunft. Dieser Sachverhalt
erlaubt es nun, auch unvollständige Beobachtungsreihen
in die Verarbeitung einzubeziehen.
Besitzen wir von einem Ort lediglich
Beobachtungen von zwei Jahren, und fällt
das Datum in beiden Jahren ins: 2, Quartil,
so besteht eine grosse Wahrscheinlichkeit,
dass dies' auch in den änderen Jähren der
Fall war.
20
&
10
e
? 0
.o
m 20
Z 10
Ü 0
1973
1974
IQ. 23M 40.
_ i .
10. ! 2 Q.!3.d !4Q.
31.3 10.4.20.4. 30.4 HS 20.& 30.5 9.6 )96. Datum
90 100 HO !20 130 140 !S0 160 !70 Tage ab1.1.
o Langnau x Kriechenwii + Achseten
Fig. 1 Klassierung der Daten na-ch der
Quartilstätistik am Beispiel der
Apfelblüte 1973 und 1974.
Die Daten einzelner Beobachtungspunkte
(Lenghau, Krie'chenwil, Achseten)
sind, in die Häufigkeitsverteilungen
aller Beobachtungen eingetragen.
Obwohl ihr absolutes Datum
von einem Jahr zum andern stark
variiert, bleibt ihre Stellung innerhalb
des Datenkollektivs gleich:
sie fallen in beiden Jahren ins
gleiche Quartil.
Es konnte nun von jedem Ereignis aus der
ganzen Beobachtungsperiode die mittlere

-118-
Andauer der Quartile bestimmt werden. Diese
bildeten die Grundlage für die Kartierung.
Sie werden auch an dieser Stelle für die
Darstellung der Unterschiede zwischen Berner
Jura ünd Berner Oberland benutzt. Daneben
kommen vor allem noch Regressionsrechnungen
(Eintrittsdatum in Abhängigkeit der
Meereshöhe.) zur Anwendung.
E re ig n is
Apfelbaum
Vollblüte
Buche Blattverf
ärbung
Anzahl
Punkte
3 Jahre
oder länger
beobachtet
B7
102
Anteil
der Punk
te mit
guter
U e b e r e i n
Stimmung
in %
75,9
63, 6
Anteil
der Punkte
mit
sc hlec hter
Uebereinstimmung
in %
24,1
31,4
Gute Uebereinstimmung: Die Beobachtungen
vom selben Ort erscheinen immer im gleichen
oder ih zwei benachbarten Quartilsn.
Schlechte Uebereinstimmung: Die Beobachtungen
vom selben Qrt verschieben sich übBr
mehr als zwei Quartile.
Tab.. 1 Uebereinstimmung der Quartiiszugehörigkeit
der drei und mehr Jahre
beobachteten Punkte.
3. DER VERGLEICH ZWISCHEN JURA UND OBER­
LAND ANHAND DER APFELBLUETE UND DER
BUCHE BLATTVERFAERBUNG
Für unsere Problemstellung benutzen wir die
Ereignisse Apfelbaum Vollblüte und Buche
Blattverfärbuhg. Da im Oberland kein Weizen
mehr angebaut wird, muss der sommerliche
Vergleich wegfallen. Immerhin kann vorweggenommen
Werden, dass PFISTER (in Vorb.) anhand
von historischen Daten über die Weizenernte
für den Sommer zü einem gleichen Befund
kommt wie wir für den Frühling.
3.1 Die Verhälthisse im Frühling
Die Entwicklung der Apfelblüte (Pyrus malus)
N
Detemont
JURA
Kettehjura
Jurasüdfuss
- 2000 i
1500
N
Btumen
Thunersee
ist auf dem Profil in Fig. 2 dargestellt:.
Die Blüte beginnt am Jurasüdfuss und im Bekkeh
von Delemont schon vor dem 5. Mai. Im
Kettehjura tritt sie erst in der Zeit vom
19. Mai bis 8. Juni ein,. In der Zwischenzeit
findet sie nur In den sehmalen Uebergangszonen
vom Jurasüdfuss und vom Becken
von Delemont zu den Bergketten und in den
Längstälern statt. Im Oberland beginnt die
Blüte im Raum Thunersee ebenfalls schön
vor dem 5. Mai,. In den untersten Abschnitten
der Alpentäler beginnt sie bis am 10.
Mai. An den Talflanken und im oberen Teil
der Täler verspätet sie sich zunehmend uhd
erreicht bis Anfang Juni die Obergrenze des
Apfelbaümvorkommens auf knapp 1400 m.
Auf Grund des Profils in Fig. 2 lassen sich
deutliche Unterschiede in der Höhenlage der
verschiedenen Zonen zwischen Oberland und
Jura feststellen. Währenddem die Obergrenze
des 1. Quartiis im Jura auf 450 bis 500 m
liegt, steigt sie im Oberland bis auf 600 m
an.. Beim 2. Quartil steigt sie von, 600 auf
800 und beim 3- sogar von 700 auf 1000 m.
Es zeigt sich damit nicht nur ein Höhenunterschied
zwischen den beiden Regionen, sondern
auch eine Zunahme dieses Unterschieds
mit der Höhe. Dieser Sachverhalt wird auch
durch die Regressiohsrechnungen bestätigt.
Diese ergeben für den Jura eine im Mittel
um l,i4 Tage grössere Verzögerung pro 10,0 m
Höhenunterschied als für das Oberland
(Fig. 3 und Tab.. 2).
3.2 Die Verhältnisse im Herbst,
Die Blattverfärbung der.Buche ist in Fig. 4
in ihrer Entwicklung dargestellt. Im Jura
beginnt die Blattverfärbuhg auf den Bergketten,
von wo sie bis am 8. Oktober bis in
die Täler vorstosst. Nur in einzelnen Längstäiern
tritt sie erst, vom 9- bis 16. Oktober
ein. Am Jurasüdhang ünd im Becken von Delemont
verzögert sie sich bis zum 22. Oktober.
Im unteren Laufental, das auf dem Profil
nicht sichtbar ist, tritt sie sogar noch
später ein. Im Oberland beginnt die Blattverfärbung
naturgemäss in den hohen Lagen,
aber auch bei. Thun findet sie schon vor dem
8.. Oktober statt. Sie erfasst bis am 16.
Kanderta)
ALPE N
Adet-
Engsttigenta) boden
35
1000
500
mrmi!iii!!i!ii!i!)"'''"'
10 km
Zeit des {Müheintrittt: 3^ 16.4 -S.5. (1. Outrtit) 6.6.-M.5. (2. Ouartit)
M.5.-M.& t3. Ouvttt) HS. - S. 6^ K Quart)))
Eig,
2 Phänologisches Profil durch den Berner Jura und das Berner Oberland zur Entwicklung
der Apfelbaum Vollblüte (Mittel 1971 bis 1974).

-119-
HShe
ni
1400
!200
tOOO
aoo
197
Höht
m
ttoo
)200
tOOO
MO
1972
Ja hr Anzahl
Da ten
1971
1972
1973
20
19
14
Verzögerung
Höhenanstieg
in Tagen
3,1
5,9
3 , 8
Korrelation:
koef fizient
0,72 0
0,923
0, 941
600
600
1974
13
7,0
0,882
400
tOO
Mittel
16 , 5
4,9
0,867
200
tOO )20 ttO 160
1400
1200J
1000
800
600
ton
1973
200
100 !20 ttO
- Jura
Ho
200
)00 ) 20 ltO !60Tageabt.t.
ttOO
1200
1000
aoo-i
600
too-)
1974
200
)00 )20 !tO 160 Tage ab tt
— Atpen
Fig. 3 Abhängigkeit der Apfelbaum Vo.llblüte
von der Meereshöhe im Berner
Jura und im Berner Oberland für die
Jahre 1971 bis 1974 berechnet mit
Hilfe einfach linearer Regressionen.
Oktober einen grossen Teil-des Thunerseegebiets.
Sie verzögert sich am Nordufer des
Thunersees und im unteren und oberen Teil
des Kandertals. bis am 22. Oktober, im mittleren.
Abschnitt bei Frutigeh sogar bis Ende
Oktober / Anfang November. Es muss hier^beigefügt
werden, dass die Situation in den
verschiedenen Alpentälern nicht einheitlich
1971
19 72
1973
19 74
Mittel
60
44
38
38
45
2.9
4,0
1,S
5,4
3,5
0,817
0,815
0,562
0 ,8 91
0,771
Tab. 2 Verzögerung der Apfelblüte mit der
Höhe und Körreiationskoeffizient
zwischen Höhe und Blüheintritt
.1971 bis 1974 für den Berner Jura
und das Berner Oberland.
ist. Insbesondere im Simmental ist die
Blattverfärbung bedeutend früher. Sie findet
dort schon vor dem 16. Oktober statt.
Die Buche Blattverfärbung lässt sich im
Gegensatz zur Apfelblüte nicht in einer
einfachen Höhengliederung fassen. Es
scheint, dass insbesondere im Oberland eher
die mittleren Lagen bevorzugt sind. Die Ursache
dafür dürfte wenigstens teilweise in
den Hochdrueklagen liegen, die Im Herbst
häufig auftreten und bei denen sich die
warmen Hangzonen gut ausbilden. Die Buche
zeigt in den Einzeljahren häufiger Abweichungen
vom mittleren Verlauf als die. Apfelblüte
(vgl. Tab.. l ) . Diese Erscheinung
dürfte unter anderem darauf zurückzuführen
De)e*-
mont
JURA
ALPEN
Jurasüdfuss
B)ümen
Thunersee
Kettenjura Kanderta) Engstttgenta)
2000
500
tooo
500
Ade)-
boden
tO km
Zeit der Btattverfärbung: 149 - MO. tt. Quartit)
1710 -22.10. (3. Quartit) 2?
9 10 - 16.10. (2 Quartit)
23.10 - MI. (t. Quartit )
Fig. 4 Phähologlsches Profil durch den Berner Jura und das Berner Oberland zur Entwicklung
der Buche Blattverfärbung (Mittel 1970 bis 1974).

-120-
sein, dass verschiedene Faktoren bestimmend
auf die Blattverfärbung der'Buche einwirken
können,, was auch von WANNER- (1973) festgestellt
wird.
Entsprechend diesen Gegebenheiten ist es
verständlieh, dass keine lineare Abhängigkeit
zwischen der Meereshöhe und dem Datum
der Blattverfärbung gefunden werden konnte.
Währenddem in einzelnen Jahren noch eine
geringe Abhängigkeit vorhanden war, erschien
in anderen Jahren überhaupt kein Zusammenhang
mehr. Es wird darauf verzichtet, die
Verhältnisse im einzelnen darzustellen. Auf
dem Profil (Flg. 4) scheint in den frühen
Lagen ein Höhenvergleich noch einigermassen
möglich. Währenddem das 4. Quartil im Jura
auf 600 bis 750 m herabreicht,, liegt die
Begrenzung im Oberland schon auf 1100 bis
1300 m, mit Ausnahme des Simmentales,, wo
sie. auf etwa 800 m herabreicht. Unterhalb
dieser Höhe sind in den Alpen keine einheitlichen
Höhenstufen mehr zu erkennen, währenddem
sie im Jura noch einigermassen intakt
sind., wobei auch hier, wie schon bei der
Apfelblüte, eine sehr schmale Uebergangszohe
von den tieferen zu den höheren Lagen
auftritt.
3-3 Vergleichende Bewertung der Verhältnisse
im Frühling und im Herbst
Die Apfelbaum Vollblüte zeigt uns die Wirksamkeit
der Frühiimgswärme und die damit
verbundene Aktivierung der Vegetation an.
Der Eintritt' der Blüte ist deutlich höhehabhängig.
Sie beginnt am Fuss der beiden
Gebirge etwa gleichzeitig und liegt demnach
im Jura um den Betrag der unterschiedlichen
Höhe der Fusszönen tiefer als im
Oberland.. Da im Jura der Anstieg langsamer
erfolgt als in den Alpen, vergrössert sich
dieser Unterschied mit; der Höhe.
hin, dassj es auf gleicher Höhe im Jura
kälter ist als in den Alpen,. Es wäre angezeigt,
diesen Unterschied anhand von
Klimadaten zu belegen. Als weiterer Faktor
für* die Vegetationsentwickluhg müsste wohl
auch die unterschiedliche Gestelnsunt.erlage
in Betracht gezogen werden.
4. REFERENZEN
GENSLER, G. A., 1946: Der Begriff der Vegetationszeit.
Samedan und St. Moritz;
145 S..
PFISTER, G., InVörb..: G'etreide-Ernt.ebeginn
und Frühs.ommer-Temperaturen im
Schweizerischen Mittelland vom 17. bis
ins 19.. Jährhundert, (vorauss. Geographica
Helvetica).
VOLZ, R.„ 1977: Phänologische Karten von
Frühling, Sommer und Herbst als Hilfsmittel
für eine klimatische Gliederung
des Kantons Bern.. Jb. d. Geogr. Ges..
von Bern, Bd. 52 / 1975 - 77.
WANNER, H,, 1973: Eine Karte der Vegetationszeit
im.Kanton Bern. Geographica
Helvetica, Jg. 28, H. j , Bern; S. 152 -
158..
Die Buche Blattverfärbung Im Herbst ist ein,
Anzeiger für das Ende der Vegetationszeit
(GENSLER 19,46), sie wird vor allem durch
die einsetzenden Kälteeinbrüche eingeleitet.
Obwohl sich keine Höhenabhängigkeit mehr
feststellen lässt, ist deutlich, erkennbar,
dass sie im Jura schon früher in die Täler
vorstosst als in den Alpen.
Beide Ereignisse lassen also den Jura als.
benachteiligt erscheinen gegenüber dem
Oberland. Die später einsetzende Apfelblüte
und die frühere BlattVerfärbung deuten auf
eine spürbare Verkürzung der Vegetationsperiode
im Jura.
Es stellt sich zum Schluss die Frage nach
der klimatischen Ursache dieser Benachteiligung
des Juras. Diese wurde nicht näher
untersucht und kann deshalb hier nur angedeutet
werden. Es sind dabei, sicher folgende:
Punkte in Betracht zu ziehen: Die
unterschiedlichen Massenerhebungen der* beiden
Gebirge spielen ohne Zweifel eine wesentliche
Rolle. Die Alpen werden zudem von
Quertälem durchschnitten, was zu einer
deutlichen Ausprägung des Föhneffektes
führt, wie. wir ihn beispielhaft etwa vom
Urner Reusstal kennen. Im Jura treten keine
nennenswerten Qüertäler auf. Sein allgemeines
Streichen exponiert ihn aber sehr stark
der Bise. Diese Gegebenheiten weisen daraüf

-121-
551.585.7(234.41)
ABBOZZO DI UNA METEOROLOGIA APPENNINICA
Vittprio Cantü
Osservatorio di Meteoroiogia dell'Aeronautica Militare
I - 00062 Vigna di Valle
Abstract. The main interactions of the Apennines
with the atmospheric circulation are:
1) in winter-time a cushion pf cold äir resides
for long periods in Po-valley
2) fohn situations are frequently observed with
northern airflow Over the whoie Tyrrhenian
slope, with westem streams over the piedmont
belt of the Adriatic slope
3) during the cold season Liguria and the Tyrrhenian
coast are notably warmer than Po Valley
and the Adriatic coast rispectively, with differences
in mean January temperatures up to 8°C
4) when a disturbance is practically stationary,
rainfall is affected by a strong orographie intensificatien
(up to the order of 1m/day)
,5) during cold putbreaks from NW in certain latitudinal
belts weather phaenomena are intensified
or weakened probably by orographie confluence
or diffluence
6) sea and mountain breezes combine themselves in
a single circulation from the coast to the watershed,
on both Apennine slopes.
A meeting on Apennine meteoroiogy will be held
at Reggio Emilia in April, 1979-
Riassunto.Le principali interaziöni dell'AppenhinO
con le correnti atmosferiche sono:
1) nel semestre freddo un cuseino d'aria fredda
permane a lungo sulla Valpadana
.2) con correnti di tramontana si osservano frequentemente
situazioni di foTm sul versante tirrenico
fino al mare, con correnti occidentäli
sull'adriatico nella fascia pedemontäna
3) durante i l semestre freddo la Liguria e sensibilmente
piu calda della Valpadana e lä costa
tirrenica dell'adriatica, con differenze tra le
temperature medie di gennaio fino ad 8°C
4) quando una perturbazione rimane stazionaria le
piogge subiscono una imponehte ihtensificäzione
orografica (sino all'ordine di grandezza di 1
m al giomo)
5) durante le ihvasioni di aria fredda da NW in determinäte
fasce latitudinali i fenomeni sono
intensificati od attenuati, probabilmente da
confluenza e diffluenza orogräfiche
6) la brezza di mare e la brezza di valle si combinano
ih un'unica circolazione dalla costa allo
spartiacque, su entrambi i versahti.
Uh cbnvegnö di Meteoroiogia appenninica si terra
a Reggio Emilia nell'aprile 1979*
Grazie all'essere la primogenita ed all'interessarsi
di un massiccio comprendente ghiacciai abbastanza
vasti la meteoroiogia alpina occupa una posizione
di indiscussa premihenza ed ih particolare ha
studiato praticamente tutti i fenomeni ricorrenti
nelle altre meteorologie montane. Chi si dedica a
queste ultime, se acquista pur sempre notizie di
grande valore per i'uso del territorio, non ha piu
la gioia di rivelare fenomeni non ancora conosciut
i e del comunicare al mohdo scientifico novitä
di interesse generale e capaci di far progredire
la teoria.
Percio dopo che a Rauris durante uno degli scambi
dl idee füori dall'aula - ehe a miö parere costituiscono
i l principale motivo per parteeipare ai
cengressi - i l professor Guglielmo ZANELLA, geografo
dell'Universitä di Parma, ha proposto di tenere
una volta tanto un convegno di meteoroiogia
appenninica, ho deciso di adoperärmi perche essö
fosse indetto dalla Provihcia di Reggio Emilia in
occasione del centenario del grande astronomo e
meteprologo reggiano padre Angeio SECCHI (1818-
1878), ma l'ho fatto con queste parole:
''11 significato della meteoroiogia appenninica e
essenzialmente pratiep, deserittivp, geografico.
Non c'e da illudersi che i l suo studio facciä seoprire
nuovi clamorosi fenomeni meteorologici, ma
una sua conoscenza completa e minuta sarebbe utile
per la societä italiana, in particolare per le
attivitä pianificatrici dell'uso del territorio.'!
In veritä sono stato troppo categorico. Lo studio
della meteoroiogia appenninica hä fruttato qualche
piccola scoperta, una forse anche a me stesso.
Studiändo le brezze occidentäli che in piena estate
incominciano a soffiare verso le 10 legali sulle
coste tirreniche, verso le 12 sul lagp di Bracciano,
verso le 14 sul lago di Bolsena, verso le
17 sul Trasimeno^ mi e capitato di dover concludere
che nel tardp pomeriggio si stabilisce una circolazione
unitaria dal mare al Crinale dell'Appennihö.Questa
cohelüsione ha, almeno rispettp alle
idee correnti, un carattere di novitä, tanto che
in un primo momento ha generato in tutti me compreso
- l'impulso a rifiutarla come inverösimile
e addirittura uno studioso deii'istituto di Fisica
dell'Atmosfera di Roma, i l dott. G.A. DALU, i l
quäle senza sapere nulla delle mie constatazioni
emplriche si adoperava a realizzare un modello delle
brezze nella regione compresa tra i l Tirrenp e
l'Appenhiho, quando dai pi-imi risultati e emerso
che dopo aicune ore si stabilisce una sola cella
di circolazione dal märe al monte, ha modificato
i l modello e soltanto dopo i l sostanziale ripetersi
dei risultati e andato alla ricerca di qualcuno
che avesse abbordato l'argomentp per altra via.
Per pra nessunp ha segnalatp fatti contrastänti
con la tesi che sostengo. quasi mio malgrado, mentre
- come ho giä avuto occasione di dire a Rauris -
mi spnp stati cpmunicati indizi che la confermerebbero.
Naturalmente non pretendo che la cella
unitaria si stabilisca ogni giorno e che sopraffaccia
pgni circolazione locaie.
Tutto questo per chiarire di che genere sono le
scoperte che si ppssphp fare oecupandesi dl meteprplpgia
appenninica.
1
Nel secondo dopoguerra K. SCHNEIDER-CARIUS propose
i termini peplo e peplopausa per indicare lo
Strato atmosferico prossimo al suolo e lä discontinuitä
del gradiente termico verticale che lo delimita
in alto. I due termini, che a me paiono indovinati,
non hanno avuto successo, ritehgo perche
in realtä se ne sente i l bisogno soltanto per seärse
aree gepgrafiche.
Fra queste e la Valpadana, dpve i l semestre freddp
e caratterizzato da una corrente dall'Europa nordprientale
al Tirreno attraversp la spgliä carsica
ed i valichi particclarmente depressi che si trevanp
alla saldatura delle Alpi con l'Appennino.
Si tratta di un flusso rimarchevolmehte costante
ed intenso: dai dati della stazione di Sarisspia
( meno di 5 km a N dei Giovi) pubblicati dal-
1'ingegner GANDINO risulta che in gennaio la frequenza
dei venti daN., NNE ed E e stata del 97%
con una velöcitä media di 6 km/h.
I piu bassi tra i valichi citati (si trovano al di
sotto dei 50Ö m quelli di Cadibona, dei Gipvi,

-122-
della Cröeetta di Orero e poco al di sopra quelli
del Giovo e del Turchino non rieseono a smaltire
tale flusso e d'abitudine la peplopausa si trova
ad una quota dell'ordine del chilometro. ^
In corrispondenza della peplopausa M. BOSSOLASCO
ha creduto di individuare una discontinuitä nella
variazione con l'altezza della frequenza delle precipitazioni
nevose. T. GAZZOLO e M. FINNA - autor
i del'importante monografia La nevositä in Italia
nel quarantennio 1921-1960 pubblicata nel 1973
per cura del Servizio Idrografico Italiano - sono
di diversa opinione. Personalmente non me la
sento di sposare a fondo ne l'una ne l'altra tesi
e vedrei völentieri una modesta campagha sperimentale
per dirimere la questione: basterebbero da 5
a 10 stazioni opportunamente collocate che eseguissero
per un solo inverno osservazioni Ordinate a
tal fine.
Vedremo che parecchi altri dubbi riguardanti la
meteoroiogia appenninica potrebbero essere risolti
da analoghe iniziative. t^na piccola unitä ciimatoiogica
mobile potrebbe fare molto in pochi anni.
11 peplo - dall'inizio della rivoluzione industriale
tütt'altro che immacolato - si puo ben dire i l
principale responsabile del clima sgradevole che
caratterizza la Valpadana. L'inversiöne del gradiente
termico verticale alla peplopausa e assai
marcata: d'abitudine le masse d'aria che si awicendäno
per effetto delle onde helle correnti occidentäli
rimangono äl disopra di essa mentre al
disotto si formano degli strati simili a quelli che
i nostri ospitl svizzeri chiamano in tedesco Hochnebel
e in francese brouillard eleve. In queste
condizioni, al suolo si generano nebbie persistenti
sieche 11 riscaldamento delle ore meridiane e poco
sentito e durante settimane e talora mesi le
giornate änticicloniche mancano del conforto psicologico
appoit^to dallo splendore e dal tepore del
sole. Sotto questo profilo ricordo l'inverho 1940-
41 traseörso poco a monte di Reggio Emilia (e quindi-lo
vedramo tra poco-giä nella fascia pedemontäna
soggetta al fohn occidentale) come peggiore di quello
1956-57 traecorso a Winterthur. E' peraltro vero
che i l primo degli invemi citati fu straordinariamente
dura.
Basta passäre l'/^ppennino e portarsi in Liguria
per trovare tütt'altro clima. Qui i l peplo freddo
non si forma ed i venti settentrionali giungoho
fohnizzat^'^specie nella Riviera di Ponente ehe ha
alle spalie montagne assai elevate.
Le differenze tra le temperature sono eloqüenti:
nel corso del decennio cui si riferisce la Parte Seconda
delle Statistiche meteorologiche relative alle
principali localitä italiäne pubbiicate hei 1962
dal Servizio meteorologico dell'Aeronautica le
stazioni di SanRemo (43° 49'N, aititudine 113m)
e di Novi Ligure (44° 47'N, 118m) hanno nel mese
di gennaio presentato rispettivamente come media
delle massime 11,8 e 4,1°C, come media delle minime
6,0 e -2,9°C, come mässima assoluta 19,2 e
17,2°C, come minima assoluta -1,9° e -18,0°C.
Dalla soglia carsica i venti freddi nordorientali
irrompono sovente con grande impeto formando la
corrente conosciuta col nome di bora, ehe colpisee
la costa adriatica a N di Pescara e continua al di
lä dell'Appenniho, dove giunge piü o meno fohnizzata
col nome di tramontana e rasserena i l cielo.
Nelle plaghe protette da elevate muraglie äppenniniche
la tramontana apporta venti moderati e temperatura
mite, ma dove essa perviene incanalata da
valli collegäte da valichi depressi e fastidiosamente
vioienta e fredda. Ad esempio due solchi costituiti
rispettivamente dälle valli dell'Esino,
del Chienti e della ^era g dalle valli del Metauro,
del Burano, del Chiascio, del Topino e del Tevere
la dirigono sulla plana di Santa Maria di
Falleri e di qüi attraverso la soglia di Settevene
sul lago di Bracciano, dove eBsa proviene quasi
sempre da 020°. All'Osservatorio di Vigna di
Välle non di rado supera i 40 nodi e talvolta
sfiora i 70.
Le tramontane rappresentano una delle principali
caratteristiche del clima toscano e laziale ed
improntäno di se i l periodo da fatale alla fine
di marzo.
Si attribuisce alla tramontana i l fatto che la
costa adriatica, specie a N di Pescara (42°28'N),
e meno calda della tirrenica e che la differenza e
molto accentuata nel semestre freddo; dalla fondamentale
monografia La distribuzione della temperatura
in Italia nel trehtenhio 1926-1955
pubblicata dal Servizio Idrografico Italiano nel
1969^le medie annua e di gennaio risultano superiori
a 15 e 6' °C sul Tirreno lungo l'intera Costa,
sull'Adriatico soltanto a.S del 43° parallelo,
mentre nel Delta Radano la media di gennaio e addirittura
compresä tra 0° e 2°.
Nel tentativo di precisare meglio la relazione mi
e avvenuto di disegnare la fig. 1, suggestiva
anche se poco rigorosa per la diversitä dei periodi
presi in esame e per l'impössibilitä, in mancanza
dei dati original!, di calcolare un indice
di correlazione.
Com'e del resto logico attendersi, le correnti occidentäli
provocano sottovento all'Appennino fenomeni
di fohn, che purtroppo sono poco noti, nel
senso che 1'Italiano medio non vi pehsa ed i l previsore
non I i menziona nei suoi comunicati per i l
pubblico, e poco conosciuti, nel sensg che sono
stati studiati in pochissime localitä e si ighora
se la fascia fohnizzata sia estesa quanto l'intera
catena montuosa e quanto essa sia profonda.
Perspnalmente ritengo che essa si trovi lungo tutto
l'Appennino-salvo forse in corrispondenza dei
valichi piü depressi-e abbia una profonditä di almeno
cinquanta chilometri, ma non posso suffragare
la mia convinzione con argomenti sicuri. Varrebbe
veramente lä pena di indagare con una certa cura
questo tratto della meteoroiogia appenninica, oltretutto
di notevole importanza pratica. Per fortuna
non c'e bisogno di mettere in piedi un'organizzazione,
impresa sempre difficiie, specie in
Italia: basta che pochi studiosi isolati gli dedichino
qualche mese ciascuno.
Alcuni meteorologi hanno rilevato - piü per esperienza
diretta che dallo studio delle carte - come
durante ihvasioni di ariä fredda da NW sul versante
tirrenico humerosi fronti freddi siäno attivissimi
fino a dettrminate latitudini e poi si plachino
improwisamente.
Ebbi la prima notizia del genere da ün collega livornese,
una ventina d'anni fa. Di ritorno dalla
sua cittä egli avevä compiüto l'intero viaggio di
pari passo con un fronte freddo e fin verso Civitavecchia
si era trovato sotto un continuo violentissimo
temporale mentre piü oltre i fenomeni erano
molto piü deboli sebbehe nulla gli lasciasse
pensare di non aver piü tenuto i l passo con i l
fronte. Messo sull'avviso, ho potuto rieonoscere
parecchi altri easi dello stesso fenomeno, confrontando
le condizioni del tempo osservate a
Vigna di Valle con i bollettini di stazioni piü
settentrionali.
La piü recente "scoperta" del gehere e dell'estate
1977- Un collega pprto i l suo piecolo cabinato
a vela dalle foci del Tevere a Mllazzo
ed io feci i l viaggio di ritomo. Entrambi fümmo
colti - per nostra fortuna nel tratto piü meridionale
della rotta - da fronti freddi che f i ­
no alla latitudine di Stromboli avevano generato
condizioni di vento e di mare impressionanti e
pericolose (la seconda volta tnorirono quattro pescatori
a punta Licosa, non lontana da Salerno)
e piü a S si erano manifestati soltanto attraver-

-123-
so un moderatp moto ondoso, che dava fastidiö, ma
non certo difficoltä e preoccupazione.
Sembrerebbe naturale attribuire questi fenomeni alla
diffluenza prodotta dal cessare dell'effetto di
incanalamentö (ö, per usare termini piu espressivi,
di sponda e d'ingombro) dovuto nel primo caso alla
Corsica ed ai rilievi che occupano gran parte della
Toscana, totalizzando uh volume non indifferente
tra i l livello del märe e la quota di^l km, e nel
secondo alla Sardegna. Si tratta un probiema assäi
piu interessante dal punto di vista scientifico di
quello del föhn, ma ovviamente anche piu delicato
e meno facile da studiare. Probabilmente perche valesse
la pena di occuparsene bisognerebbe costitüire
un'apposito, anche se piccolo, organismo.
11 permanere piuttosto a luhgö di una perturbazione
sugli stessi luoghi (come avviene soprattutto sul
Mar Ligure e sullo Iohio) sommato all'effetto del-
1'orografia puo generare precipitazioni incredi
bilmente intense. Santa Cristina di Aspromonte nei
giorni 16, 1? e 18 ottobre 1951 ha raccolto 535,
533 e ^27 mm di pioggia, quindi 1495 mm ih tre
giorni . Nelle 48 Ore comprese tra le 9 del 7 e le
9 del 9 ottobre 1970 una discreta porzione dell'area
di Genova ha superato i 600 mm e qualche punto
i 1000; i l pluviografo di Bolzaneto ha misurato
948,2 mm ih 24 ore . Alle spalle del cappluogo ligure
la montägna e veramente ripida: dietrO Pegli,Punta
Martin - nota palestra di roccia degli alpinisti
genovesi che supera di misura i 1000 m di altezza
- si trova a meno di 6 km dalla battigia e
10 spartiäcque a meno di 7! 1^ massima quantitä di
pioggia e stata raccolta intorno alla quota di
300 m°
Per studiare a fondo questi fenomeni, cosi minacciosi
per le attivitä e la vita ste^ssa dell'uomo^
nei loro aspetti regional! concreti esistono solide
basi: i lavori di A. GAZZOLA sulla distribuzione
delle precipitazioni in Italia in relazione alla
situazione meteorologica^ di M. M0NTALT0,
C0NTE e M. URBANI sulle situazioni di blocco, di
M . BOSSOLASCO, I . DAGNIN0 e G. FLOCCHI^ sulle cause
delle precipitazioni molto intense e l'enorme
möle di dati - raccolta da decenhi con sistematicitä
ed uniformitä eccezionali per 1'Italia - contenuta
nelle pubblicazioni del Servizio Idrografico
Italiano, in particolare negli Aniiali idrologici
(la cui parte I I dediea a tutti gli eventi nötevol
i indägini accurate, ma raramente interpretative
dal punto di vista della dinamica dell'atmosfera).
La sintesi che ho tentato di äbbozzare e riuscita
particolarmente povera ed esitante (io stesso nutro
perplessitä circa le spiegazioni che propongp
e persino circa la realtä di qualcunp dei fenomeni
che descrivo) ed hc giudicato mip dovere presentarla
soltanto per lä circostanza che non pare
abbia precedenti e per la convinzione - in me radicatissima
- che e piü facile costruire criticähdo
le idee altrui piuttosto che partendo dä zero.
11^convegnö cüi ho accennato in principio avrä
luogo nell'aprile 1979 ^ ^rticolerä in quattro
sezioni: meteoroiogia appennihicä (fenomeni importanti,
o messi in luce, nell'Appennino oppure da
esso condizionäti); meteoroiogia descrittiva pratica
dell'Italia intera; paleoclimatologiä; dati
ed elaporazioni utilizzabili per le applicazioni
dell'energia solare. Esprto tutti i cultori di
meteorplpgia alpina a pprtare i l contributo del.loro
entüsiasmo, della loro prepärazione e della loro
esperieaza. L'organizzazione e curata dall'
Assessorätö alla Cultura dell'Amministrazione Provinciale
Corso Garibaldi 29
I - 42100 REGGIO EMILIA
11 cohVegno ci sembra indetto in un momento particolarmente
opportuno giacche i l GARP col sottoprogramma
Montagne e l'esperienza alpina Alpex ha r i -
dato interesse alle meteorologie montane e diversi
fenomeni sonp cpndizipnati cöngiuhtamente dalle
Alpi e dagli Appennini.
Nöte.
1 Der Schichtenbau der Atmosphäre. "Met. Rdschy,
v. I , n. 3-4, p. 79-83; 1947 e Typen der Grundschicht.
"Geofis. pura appl.!', a. XII, n. 1-2,
p. 4-13; 1948.
2 Elementi meteorologici di una localitä presso
Busalla (Genova). "Geof. Met.", v. XIX. n.5-6,
p. 129-135; 1970. In giugno alla stessä stazione
i venti da S, SSW e SW presehtavano una frequenza
del 65,6% e quelli da N, NNE, NE dello
0,7%. Emerge cosi i l carattere^ mönsonico delle
correnti aeree sui valichi dell'Appennino Ligure,
i l che - insieme al vento indicato per Piacenza
nella comunicäzione The influence öf the
Alps on the diurnai winds presentata a Rauris
dallo stesso autore - mi ha consigliato di non
avanzare alcuna ipotesi circa le brezze estive
sul versante padano dell'Appennino riferendo sul
XIV Congresso di Meteoroiogia alpina ("Riv. Met.
Aer.", 1977, n. 3, p. 264-26?).
3 Le precipitazioni nevose nell'Italia settentrionale."Geofis.
pura appl.". v. XIII. n. 5-6. p.
213-233; 1948 e v. XII, n. 5-6, p. 287-292; 1948.
3bis A. GAZZOLA mi avverte ehe l'espressione va pr?-
5a in senso lato perche sul golfo di Genova le correnti
settentrionali divergono e talvolta aria
superiore e richiamata verso i l basso e che Io
stesso fenomeno si produce a Palermo con corrent
i meridionali.
4 Tutto quel che ho trovato in merito spnp due
scricc; di A. MURRI (I venti catabatici da Ovest hel-
1'Appennino centräle e Frequenza di basse umiditä
relative in stazioni del medio versante adriatico.
"Rendic. Oss. Met. Maceratä'', s. I I I , nn. 1 e 2,
1966 ) e lä comunicäzione presentata dal prof.
ZANELLA al nostro congresso di Rauris oltre ad
un cenno a p. 18O del volume L'atmosfera ed i
suoi fenomeni di C.F. CAPELL0 (Torino 1975).
5 Lo scarso interesse si spiega cpn Ia circcstanza
che raramente si fä sentire un vehtc al suolo violento
e caldo come i l fohn alpinp; tuttavia e importante
la differenza tra i l cielo luminoso delle
localitä pedemontane e quello coperto della
Bassa Padana.
6 E. ZENONE. Kiimatoiogie und Meteorologie des MittelmeerCgebietes.
Zurigo, MZA, 1959, P*9. 11 mio
abbozzo si ispira a questo Iavoro, ma e rimasto
assai löhtano dalla sua completezza ed efficacia
di sintesi. Si npti che S. Cristina e sul versante
tirrenico, in una posizione tale da favorire
lo stau piü che altro con venti da NW, mentre("
Riv. Met. Aer.", 1952, n. 4) sembra che nei giorni
indicati in Calabria hön pötesse spirare altro
vento che da SE. Probabilmente si e verificato
qualcunp dei casi di moti ascendenti sottovento
allo spartiäcque dei quali hanno trattato sulla
"Riv. Met. Aer." M GAZZOLA (Effetti delle montagne
sulle correnti aeree. 1963, nn* 1 e 2) e
G. GENTILJ^] (Onde, cohvergenza e solenoidi da ri
lievo. 1970, n. 4). Purti-pppp mi manca la capäcitä
di sviluppare le lorp considerazioni per adattarle
al caso specifico.
7 MINISTERO LAVORI PUBBLICI, SERVIZIO IDROGRAFICO.
Bollettino Idrologico mensile. Ott. 1970
8 M. BOSSOLASCO et al. Le cause meteorologiche dell'alluvione
su Genova del 7-8 ottobre 1970."Gepf.
Met.", v. XX, n. 3-4, p. 122-130, 1971.
9 "Riv. Met. Aer.", 1969, suppl. al n. 4. Un nupvo
ampio Iavoro, intitolato Distribuzione ed evoluzione^della
temperatura in Italia in relazione alla
situaziöhe meteorologica, ein corso di stampa
per cura deii'istituto di Fisica dell'Atmosfera
del CNR.
10 "Riv. Met. Aer.'\ 1971, nn. 2,3 e 4; 1972, nn.
2 e 4. „
11 Oltre a quello citato, ne sono äppärsi in: Geof.
Met.", v. XIX, n. 1-2, p. 25-33, 1970;"J^6-^w';

-124-
74, n. 3-4, p. 219-222, 1970; "Ann,. Met", n. 5,
27-30, 1970.
CJ40
Txa
Tmx
Txa
Tmx
Tmn
Tha
80 [d]
Fig. 1 Andamenti del numero di giorni
di bora a Trieste in un
decennio non specificato
(tratto continuo, scala ä
destra) nonche delle tempe-
&
rature estreme assolute (Txa,
Tna) e delle medie delle
estreme giornaliere (Tmx,
Tmn) nel trentennio 1926-55
a Livomo ed a Pesaro, che
risulta tanto piu fredda
quanto maggiore e la
frequenza della bora.
Tmn
Tna
Ltvorno
Pesaro
X) XM < M )M tV V V! VH Vtt) !X X X! X)) !
300
276
zm
264
276
272
276
Fig
Line&teiiti principali della topografia
assoluta del la 700 mbar nei giorni delle
precipitazioni eccezionali a Genova. Per
taluni minimi la data S indicata con un
numero inclinatd anziehe differenziando
la linea.
3
KS
300
3/
T04
Oct )970 Oct )970
Fig. 3 Orografia della regione cirepstante
S. Cristina d'Aspromonte e Giffpne,
dove si sono prodotti fenomeni
analoghi. Le isoipse di 400, 1000 e
1500 m sono ininterrotte, quelle
di 200 e 700 m soho tracciate solo
parzialmente.
Stet!
Mar
Tirreno
10OO
200
Qtfforte
Z7 ^7
^3
)423 200
TOO
Mar
[onio
400
700
SM*
200
Regato

-125-
551.583.7(236)
REZENTE UND KALTZEITLICHE KLIMA-OEKOLOGISCHE GLIEDERUNG DER
AFRIKANISCHEN HOCHGEBIRGE ZWISCHEN MITTELMEER UND AEQUATOR
Matthias Winiger und Bruno .Messerli
Geographisches Institut, Universität Bern, Schweiz
Abstract The threedimensional clima tic-ecolog'ic
arrangement of the individual African high mountain
areas is connected with the meridional course
of temperature and rainfall. The combination of
these two climatic elements and its consequence
on Vegetation and morphodynamic processes is
discussed.
By analogy with recent morphodynamic effects of the
specific climates, morphologic relicts and palynologic
results are the basis of the reconstruction
of the corresponding meridional course of temperature
and precipitation. We have to consider
temperature depressions of 6 - 8 C in East Africa
and the Mediterranean (July and January), but
6-8°C (July), resp. 10-14 C (January) in the Central
Sahaya (depending verticai temperature gradient).
Zusammenfassung und Problemstellung Die dreidimensional
differenzierte klimaökologische Gliederung
der einzelnen afrikanischen Hochgebirge soll mit
Hilfe des meridionalen Verlaufes von Temperatur
und Niederschlag in einen ordnenden Zusammenhang
gestellt werden. Die Kombination der beiden Klimaelemente
und ihre Kosequenz auf Vegetationsdecke und
morphodynamisch wirksame Prozesse wird dabei modellhaft
dargestellt und zum Ausgangspunkt der Ueberlegungen
herangezogen.
In Analogie zur rezenten morphodynamischen Ausprägung
bestimmter Klimate wird aus morphologischen Befunden
und Hinweisen auf pollenanalytische Ergebnisse
der Versuch unternommen, ein entsprechendes
meridionales Temperatur- und Niederschlagsprofil
des ausgehenden Pleistocäns zu rekonstruieren.
Sommer- und Wintertemperaturen liegen dabei im
Mittelmeerraum und über Ostafrika um 6 - 8 C
tiefer, während über dem saharischen Trockenraum
eine Temperaturdepression von ebenfalls 6-8 C
im Juli, dagegen von rund 10-14 C im Januar postuliert
werden (je nach vertikalem Temperaturgradient).
1. KLIMA, VEGETATION, MORPHODYNAMISCHE PROZESSE
1.1. Klima und Vegetation
Für die Ausgestaltung der Vegetationsdecke sind die
Niederschläge^Jahressumme, saisonale Verteilung
und Variabilität) und Temperaturverhältnisse (z. B.
Frost, Wärmesummen), sowie deren Kombination hauptverantwortlich.
In Fig. 1 wird versucht, diese Zusammenhänge modellhaft
darzustellen: genügend Niederschläge und eine
bestimmte nicht überschrittene Höchstzahl von Frostwechseltagen
vorausgesetzt, vermag sich eine geschlossene
Vegetationsdecke zu bilden, sei dies als
Wald oder offene Grasflur. Die in Fig. 1 hierfür gesetzten
Grenzwerte sind in jedem Fall nur als Grössenordnung
zu verstehen und sind auch nur auf unseren
Untersuchungsraum beschränkt. In der Regel wirkt
diese Vegetationsdecke als morphologischer Stabilisator,
falls nicht agrarische Nutzung (Roden, Pflügen)
oder andere menschliche Aktivitäten (z. B. Strassenbau)
den Boden den erosiven Einflüssen von Wasser und
Frost preisgeben. Namentlich in den Grenzbereichen der
Oekumene, vorab aber in den reliefstarken Gebirgsräumen
ist diese Gefahr ausserordentlich gross und
stellt zahlreiche Gebirge, ebenso aber die umliegenden
Tiefländer als Siedlungs- und Lebensräume
in Frage (Erosion, Ueberschwemmüngen).
Eine natürliche Auflösung der Vegetationsdecke
wird sowohl durch hygrische, wie thermische Faktoren
bedingt: der Flächendeckungsanteil geht
zurück und die Beschränkung auf Gunststandorte
(z. B. Wadiläufe, thermisch und hygrisch begünstigte
Nischen) sind die Folge.
2.2. Vegetation und morphodynamische Prozesse
In den vegetationsfreien Räumen lassen sich nun
zwei grundsätzlich verschiedene morphologisch
wirksame Prinzipien auseinanderhalten:
1. Bei genügender Feuchtigkeit, andererseits aber
dauernd oder periodisch auftretendem Frostwechsel,
wird die Frostaktivität zum dominierenden
morphodynamischen Prozess. Diese Verhältnisse
treffen für die hohen Lagen der
mediterranen Hochgebirge (Atlas, Sierra Nevada,
Hermon) und des östlichen Afrikas zu
(Semien, Bale, Mt. Kenya etc.). Unterschiede
treten dabei in der jahreszeitlichen Verteilung
ünd in der Konstanz der Höhengrenzen auf.
2. Fehlt die Feuchtigkeit zur Ausbildung der
schützenden Vegetationsdecke, dann erlangen vor
allem episodische Starkregen sowohl in den tiefen
wie hohen Lagen der ariden Gebirgsräume
die entscheidende morphologische Gestaltungskraft,
sei dies als flächenhaft (Schichtfluten)
oder linear wirkende Wassererosion.
Obwohl in den höchsten Lagen auch der zentralsaharischen
Gebirge (Hoggar, Tibesti) Frostwechsel
in grosser Zähl auftreten (z. B. auf
dem Assekrem, 27o6 m, auf Bodenniveau über
Ioo Frostwechseltage/Jahr), ist in den seltensten
Fällen die Feuchtigkeit genügend gross, um eine
nennenswerte Frostwirkung zu erzeugen. In dieser
Hinsicht spielt die jahreszeitliche Verteilung
von Frost und Niederschlag eine entscheidende
Rolle: so fallen in der zentralen Sahara die
häufigsten Niederschläge im Sommerhalbjahr,
während andererseits die Fröste vorab im weitgehend
niederschlagsfreien Winterhalbjahr auftreten.
Diese klare zeitliche Trennung t r i f f t
namentlich für das Tibestigebirge zu, während
im Hoggar Winterniederschläge nicht ganz ausser
Acht gelassen werden können. Im Sinai dominieren
letztere sogar, was sich auch in alljährlichen
Schneefällen äussert. In der floristischen
Zuordnung dieser Gebirge treten denn auch charakteristische
Unterschiede auf: Sinai, Hoggar und
die höchsten Lagen des Tibesti weisen mediterrane
Züge auf, das übrige Tibesti und die Fusszone des
Hoggar dagegen tropische (LAUER, FRANKENBERG,
1977).
2. DER MERIDIONALE TEMPERATURVERLAUF
Unter Vernachlässigung des meist wenig bekannten
Lokälklimas ist eine grundsätzliche klimatische

-126-
Fig.-i: Die limitierenden Klimafaktoren für Vegetation und morphodynamische Prozesse in den
afrikanischen
Hochgebirgen
Frost zu ollen
Jahreszeiten
Frostaktivitat
Frost-dominanter ri
SN 2
300
200 "
Frost wahrend r!^jjj^gg$jjjljj Amorphodynamisch slabirlwenn Vegetotionsdecke
Jahreszeit
IOO
Grasland
iOO
Niederschlag (mm)
500 1000 2000
Regenzeiten oder dauernd humid
. FEUCHTIGKEIT ALS LIMITIERENDER FAKTOR -
B3
Vegetationsbedeckung < 50%
Frostwechsel - dominanter morphodynamischer Prozess
Vegetotionsbedeckung< 50%
Wassererosion ttldchenhaft und linear)=
Vegetationsbedeckung > 50%
Wassererosion (linear) - dominanter morphbdynqm. Prozess
SN I Sierra Nevada (Monachil 1000m) S I Semien (Debark 2860m)
SN 2 Sierra Nevada (Mulhacen 3478m) S2 Semien (Gich Camp 3600 m)
A I Hoher Atlas (Amizmiz 1000 m) S'3 Semien (Ras Dejen 4543m)
A2 Hoher Attas (Ouarzazate 1135m) B I Bale (Gobä :2740m)
A'3 Hoher Atlas (Toubkal 4165 m) 3 2 Bote (Dinshu 3200 m)
Sl i Sinai (Etat Om) B 3 8ale (Tullu Deemtu)
Sl 2 Sinai (Mt, Gatharino 2621m) B 4 Bale (Riro Valley below 3000m)
H I Hoggar (Tamdnrosset 1376 m) K l Mt. Kenya (Nanyuki 1945 m)
H2
T t
Hoggar ( Assekrem 2706 m)
Tibesti (Bordai )020m;
K2 Mt. Kenya (Meteo station 3048m)
K 3 Mt. Kenya (top hut 4770m)
T 2 Tibesti (Trdü au Natron 2706m)
Charakterisierung der einzelnen Gebirge anhand der
Temperaturweirte der freien Atmosphäre und durch
die in Kap. 3 erwähnten vertikalen Niederschlagsverteilungen
hinreichend genau möglich.
In Fig. 2 werden die einzelnen Gebirge in den
grossräümigen meridionalen Temperaturverlauf hinr
eingestellt (Höhenlage der 0 C-Isotherme des
wärmsten und kältesteh Monats). Ektropisches
Jahreszeiten- und tropisches Tageszeitenklima definieren
die überhaupt zü erwartende thermische
Dynamik der verschiedenen Gebirge. Sö liegen im
äquatorialen Ostafrika diese beiden Isothermen
nur ca. 3oo m vertikal auseinander, gegenüber rund
25oo m im Mediterränbereich. Die jahreszeitliche
thermische Konstanz ist hauptverantwortlich für die
scharf ausgeprägte Höhenstufung (Vegetation, Morphologie)
der tropischen Hochgebirge.
Gegen die wechselfeuchten Tropen hin steigen diese
Grenzen an und erreichen ihre höchste Lage über dem
subtropischen Trockenraum. Bemerkenswert sind insbesondere
die Unterschiede zwischen Hoggar und
Tibesti. Neben der abweichenden Lage zu den häufigsten
niederschlagbringenden aussersahärischen
Störungen sind'offensichtlich ebenso sehr die in
diesem Bereich besonders grossen meridionalen Temperaturgradienten
von grundlegender Bedeutung. Mit
anderen Worten: der Höhenschwankungsbereich der
0 C-Isotherme beträgt im Bereich des Tibesti
rund 7So m, im nur 4 nördlicher liegenden Hoggar
dagegen bereits rund 15oo m, wobei hier namentlich
die Winterisothermen entscheidend tiefer liegen. Dies
ist ein Kennzeichnen auch dafür, dass der Hoggar bereits
voll dem Jahreszeitenklima, das Tibesti gerade
dem Uebergangsbereich zwischen Jahres- und Tageszeitenklima
zugehörig ist. Die Konsequenzen sind
im Hinblick auf die Frostwechselbereitschaft offenkundig:
so sind denn auch im Hoggar bereits einzelne
Hinweise auf solche Aktivitäten erkennbar, die im
Tibesti in vergleichbarer Höhenlage völlig fehlen.
Die eben gezeigte Tendenz - hohe Sommertemperaturen,
relativ tiefe Wintertemperaturen - verstärkt
sich naturgemäss gegen den Mittelmeerraum hin.
3. DAS NIEDERSCHLAGSGESCHEHEN
Das Niederschlagsregime muss differenziert werden
einerseits nach Jahresmenge, saisonaler Verteilung
und Variabilität, alles Parameter, die primär von
den Einflüssen der atmosphärischen Zirkulation bestimmt
werden (Fig. 2), andererseits bewirkt die
Orographie, dass Expositionsdifferenzen, vor allem
aber starke vertikale Veränderungen im Niederschlagsregime
auftreten können (Fig. 3).
Den dominierenden Winterregen des Mittelmeerraumes
stehen die Sommerregen der wechselfeuchten Tropen,
bzw. die doppelten Regenzeiten des Aequatörialbereiches
gegenüber. Wiederum deuten die saharischen
Hochgebirge, die bis ins Zentrum des Subtropenhochs
(oder auch quer darüber hinweg) wirksam werdenden
monsünalen oder ektropischen Zirkulationseinflüsse
an. Durch orographische Effekte können
dabei solche Störungen verstärkt oder reaktiviert
werden, die über den umliegenden Flachländern
ohne nennenswerte Niederschläge bleiben würden.
Ueberwiegend sind es monsunäle Luftmassenvorstösse,
die Hoggar und Tibesti im Sommer Regenfälle
bringen, während andererseits der Hoggar zusätzlich
noch einige Winterregen aus ektropischen
Störungen, erhält, wobei die hygrische Bevorzugung
dieses Gebirges durch seine Lage im Einflussbereich
einer Störungsachse vom Golf von Guinea
zürn Mittelmeer unterstrichen wird. Beide Gebirge -
Hoggar und Tibesti - können deshalb als sensible
Anzeiger auftretender Zirkulationsanomalien in Be-^

Fig. 2
D)E AFRtKANtSCHEN GEBtRGE ZWiSCHEN MiTTELMEER UND AEQUATOR
Jdorizpntqte und vertikale Gliederung in der Gegenwort und In der letzten
Kaltzeit
HOHER ATLAS
31°
4165m
(Toübkol)
INAI HOGGAR
28° 23°
2642m 2918m
(Dj. Cqtharina) (Tohat)
ÜBEST)
19°
3415m
(Emi Köussi)
SEMIEN
13°
4543m
(Ros Dejeh)
BALE GEBIRGE
7°
4450 m
(Tullu Deemtu)
MT KENYA
0°
5199 m
5000 m
4000m
3000m
2000m
1000m
0 m
GEGENWART
0°C Wärmster Monat
0° C Kältester Monot
kältesten Monats - 0° C
Mittlere Höhe der
Isothermen
(freie Atmosphäre)
5000m
4000m
LETZTE KALTZEIT ( Würm)
3000 m
2000 m
1000m
0 m
Ö° C Wärmster Monat
0° C Kältester Monät
....... Mittleres Minimum des
kältesten Monats = 0°C
Geschätzte
mittlere Höhe der
Isothermen
500 800 300 150 150 150 1400 1700 1800
Dominanz der Winter -
Niederschlage,
Dominanz der Sommer -
Niederschlage
ganzen Jahres
Niederschläge
während des
ganzen Jahres
Niederschläge
Sommerniederschläge
(Konzentration in Regenzeiten)
NIEDERSCHLAGE UND Z!RKULAT)ÖN
GEGENWART
500: Ungefährer jährlicher Niederschlag in mm
LETZTE KALT ZEIT ( Würm )
(Konzentrotion in Regenzeiten)
LEGENDE:
Vergletscherung
Nivdtionsformeh
Freie Sofifluktion
Gebundene Sqlifluktion
Erosionsprozesse
(Flächenspülung)
.! ! .!
Waldgürtel mit
oberer Waldgrenze
Offener Wald mit
oberer Wafdgrenze
Wadi-Vegetotion mit
i i i Baumgrenze
Obere Wald- oder Baumgrenze
Hoher Atlas
Hoggor
Tibesti
Semien
Bale
Mt Kenya
Quercüs
Otea, Acäcia.Tamaris
Oleo, Acocia
Acacio, Erica
Erica, Hogenia
Erica, Hagenia

-128-
gen Rückschlüsse auf kaltzeitliche Vegetationsstufen
aus pollenanalytischen Befunden möglich,
meist fehlen aber gesicherte Grundlagen (in Fig..2
durch Fragezeichen auf der mutmasslichen Höhe
der Waldgrenze angedeutet). Unsere Rekonstruktionsversuche
der damaligen Wärme-, und Feuchtigkeitsverhältnisse
beruhen deshalb auf folgenden
zwei Annahmen. Zum einen werden die glazialen,
nivalen und periglazialeh Reliktförmen Niederschlags-
und Wärmewerten zugeordnet, die für die
entsprechenden rezenten Höhenstufen angenommen
werden können, zum andern wird - unter Annahme
eines nicht wesentlich abweichenden Temperaturgradienten
- ein meridionaler Verlauf z. B. der
0 -Isotherme (mittleres Minimum des kältesten
Monats = punktierte Linie in Fig. 2) angenommen,
der dann Rückschlüsse auf die Höhenlage
entsprechender ökologischer Grenzen zulässt.
(vgl. auch MESSERLI, WINIGER, 1978). Folgende Ergebnisse
sollen herausgehoben werden:
tracht gezogen werden, und zur Abklärung von Klimaschwankungen
sind es eigentliche Schlüsselstellen
(vgl. Kap. 4) (WINlGER, 1975).
Eine komplexe Situation ist im Bereich der nordäthiopischen
Gebirge anzutreffen: Je nach Höhenlage
und Exposition variieren Herkunftsrichtung uhd
Menge der Niederschläge, die vorwiegend aus dem
Monsunsystem (z. T. aus dem Köngobecken) stammen.
Diese Ueberlagerung verschiedener Effekte wird
ih Fig.. 3 durch das Auf treten von zwei Regenmaxima
verdeutlicht.
Weitgehend verschieden ist die vertikale Verteilung
der Niederschläge in den äquatorialen Gebirgen
Ostafrikas, die im Gipfelbereich semiari'de Verhältnisse
aufweisen/ im Gegensatz zu derjenigen
des Atlassystems, wo eine Zunahme aus indirekten
Hinweisen (Morphologie) postuliert werden darf, die
allerdings noch nicht durch Messungen belegt werden
konnte.
Zusammenfassend ergaben sich für das rezente Klima
der hier diskutierten Gebirgsräume nachstehende
Schlussfolgerungen: Als sensible Anzeiger der
vertikalen uhd meridionalen Klimastruktur lassen
sich charakteristische Höhenstufen ausscheiden, die
namentlich durch Flora und Morphologie ihren sichtbaren
Ausdruck finden. Dabei ist wesentlich, pb das
Gebirge zusätzlich als horizontale Klimascheide
in Erscheinung t r i t t (Atlas, Semien, teilweise
Ostafrika) und dadurch neben die vertikale Gliederung
extreme Expositionsdifferenzen treten. In
Fig. 1 wird dies dadurch ersichtlich, dass die unterschiedlichen
Expositionen und Höhenstufen im Gefüge
der limitierenden Faktoren völlig anders gearteten.
Raumeinheiten angehören.
4. KLIMAGESCHICHTE
In Fig. 2 werden den rezenten klimamorphologischen
und ökologischen Höhenstufen diejenigen des
letzten Kaltzeitmäx-imums (etwa zwischen 17 ooo -
2o ooo B. P.) gegenübergestellt.
Die Depression einer glazialen und nivalen Stufe
lässt sich anhand morphologischer Befunde (Morä-.
hen, Nivätionsformen) in all diesen Gebirgen mit
relativ hoher Genauigkeit bestimmen. Schwierigkeiten
treten dagegen bei der Festlegung der Untergrenze
der sogenannt periglazialeh Prozesse auf., welche
durch fluviale Umiagerungen weitgehend verwischt
worden ist. Schliesslich sind in einigen Geblr^
1. Die Vergletscherung von Mt. Kenya und den Bale
Mts. war ih ihrer höhenmässigen Ausdehnung
völlig identisch. Eine märkante Anhebung der
Höhenstufen ist erst zwischen 7 und 13 N
(Semien Berge) anzunehmen, also innerhalb des
äthiopischen Berglandes, wobei allerdings gewisse
zeitliche Verschiebungen nicht auszuschllessen
sind (Kenya und Bale: Kaltzeitmaximum}
Semien: feuchteres Spätglazial). Ob
diese zonal anders geordneten Feiüchtigkeits- und
Wärmeverhältnisseder Kaltzeit mit einem gegenüber
heute stark eingeengten tropischen Zirkulationsregime
- unter Umständen in Kombination
mit veränderten Meeresströmungen, an der ostafrikanischen
Küste - verknüpft werden müssen,
ist nicht mit Sicherheit zu beantworten.
2. In den Gebirgen der Sahara finden sich überraschend
tief gelegene Nivatiöns- und Periglazialformen
(ROGNON, 19.67; MESSERLI, 1972),
die einer Kaltzeit, eventuell einem Spätglazial
zuzuordnen sind. Auch bei nicht eindeutig definierter
Untergrenze der Prozesse belegen diese
Formen eine beträchtliche - zumindest saisonale
- Tieferlegung der Isothermen gegenüber
heute.
3. Die Mittelmeergebirge schliesslich zeigen bei
veränderten thermischen Bedingungen in Gegenwart
und Vergangenheit eine vergleichbare Zirkulations-
und Niederschlagsstruktur. Je nach.
Ozeänität oder Kontinehtalität sind allerdings
zahlreiche Modifikationen anzunehmen.
Zusammengefasst nach dem heutigen Stand des Wissens
ergeben die wenigen gesicherten Feldbefunde doch
schon ein klar differenzierbares Bild der Wärmeund
Feuchtigkeitsverhältnisse des letzten Kaltzeitmaximums.
Auch wenn gewisse Widersprüche zur
allgemeinen Ansicht astronomischer Zonierungen
(Tages-/Jahreszeitenklima) noch bestehen, lassen
unsere Beobachtungen folgende begründeten Vermutungen
zu:l. Die Temperaturdepression ist in
allen Gebirgsräumen zwischen Mittelmeer und Aequator
eindeutig belegbar. 2. Der meridionale Verlauf
der Isothermen hat kaltzeitlich eine Verschiebung
nach Süden hin erfahren, die über dem Trockenräum
die grössten Veränderungen des Wärmehaushaltes
bewirkte uni3 Rückschlüsse auf eine zeitweilige
Einengung der tropischen Zirkulationszelle
zulässt.
5. REFERENZEN
LAUER,W.; FRANKENBERG,P..,1977: Zum Problem der Tropengrenze
MESSERLI,B.,1972: Formen und Formungsprozesse in der Hochgebirgsregion
des Tibesti. Hochgebirgsforschung 2:23-86
MESSERLI,B.} WINIGER,M.,1978: The Saharian and East Afri'can
uplands during the late Quaternary. In: Williams,M.; Faure,
H.: The Sahara and the Nile. Baikema, Rotterdam (im Druck)
ROGNON,P..,1967: Le massif de l'Atakor .et ses bordures.
Wettersateli'ltenbildem. Geographica Berrtensia Gl. Univ.Bern

-129-
551.583.7(494.44)
LE PALEOCLIMAT DE LA REGION DE NENDAZ
NOUVELLES INTERPRETATIONS AU SUJET DU RECHAUFFEMENT POST-WURMIEN
Pierre-Louis Bieler
College Rousseau
Genäve, Suisse
Abstract Recent surveys conducted at
Tortin (Nendaz, Valais) in periglacial
turf and clay permit the bringing of new
data as to the variations in the climatic
factor of deglaciation (CFD) during the
last 9000 years. I t is confirmed by this
palyno-climatologie study that the
"Dryas I I I " was no more than a stabilization
stage and not that-of a rise and
that the climate has been stable from
the "Boreal" until nowadays, without the
temperature having varied more than+ 1°C.
Rgsumg De rgcents sondages effectugs ä
Tortin (Nendaz, Valais) dans des tourbes
et des argiles periglaciaires permettent
d'apporter de nouveaux renseignements
quant aux variations du facteur ciimatique
de dgglaciation (FGD) depuis 90 00 ans.
11 se confirme par cette gtude palynoclimatologique
que le "Dryas I I I " ne fut
qu'un Stade de stabilisation .et non celui
d'une crue et que le climat se stabilisa
ä partir du "Borgal" jusqu'ä nos jours,
sans que la tempgrature ne varie plus
que de ^ 1°C.
1. INTRODUCTION
Nous cherchions depuis 1973 un gisement
valaisan d'une serie stratigraphique,
fait d'une alternance de couches de sables
glaciaires et de strates de tourbes, comparabie
ä celui du marais de Buntes Moor,.
en aval du glacier de Fernau au Tyrol,
que MAYR (1964) a rendu celebre. MAYR
s'etant basg sur ce gisement pour dgcrire
la Chronologie des evgnements paleoclimatiques
de 1'HolocSne des Alpes autrichiennes,
nous pensions qu'une fois dgcouvert
dans les Alpes valaisannes un tei gisement
pourrait nous donner d'utiles
renseignements permettant des comparaisons
avec les variations climatiques decrites
par cet auteur.
La chance a voulu qu'un ami, M.
G. Rossini, entrepreneur ä Haute-Nendaz,
nous signale que dans la plaine de Tortin
ä 2040 m. d'altitude, un tei gisement
avait ete mis au jour par les travaux de
drainage du "consortage" en aoüt 1974.
Plusieurs sondages sont effectugs
entre septembre de cette annee et l'ätg
1975, d'une part par les ouvriers de l'Entreprise
Rossini puis par le Laboratoire
de Ggotechnique de l'EPFL du professeur
Descoeudres. Un doctorant palynologue de
l'Universitg de Berne, M. M. Küttel et
deux gtudiants du professeur J.-P. Vernet
de l'IST de Geneve, MM. A. Pasche et
J.-D. Rouiller participent activement ä
ces travaux. Une partie de ces sondages a
pu etre faite gräce ä un credit de recherche
dctroyg par la Soci§t§ äcademique de
Genäve. Notre reconnaissance est grande
vis ä vis des directeurs d'Instituts universitäres
et de l'EPFL les professeurs
J.-P. Vernet, Descoeudres, M. Welten et
H. Oeschger qui n'ont pas menagg ni leur
peine, ni leur temps pour que ce travaii
de recherche puisse etre entrepris. C'est
gräce aussi ä l'accueil du prgsident du
"Consortage de Tortin" M. M. Michelet,
qu'ä plusieurs reprises, les sondages ont
pu etre fait dans cet alpage.
Ces sondages, l'analyse palynologique
de M. Küttel, et les datations de
tourbes du laboratoire C14 du professeur
Oeschger, ont servi ä gtablir la Synchronisation
des variations du climat de
1'Holocäne entre les Alpes autrichiennes
et valaisannes.

-130-
LOCALISATION ET TECHNIQUE DES SONDAGES
La plaine de Tortin est un alpage
situe' ä une quinzaine de km. au SSW de
Sion dans la partie supgrieure du Val de
Nendaz ä une altitude de 2040 m. Cette
plaine est un remblaiement alluvial postglaciaire
qui connut lors de l'Hplocäne
des phases lacustres et margcägeuses.
Elle est limitee par deux moraines laterales
typiques : le Grand et le Petit Toit
et une möraine frontale peu visible, proche
des chalets de 1'alpage, qui a probablement
servi de barrage pour la retenue
de l'ancien lac.
Trois sondages ont gtg effectugs avec
une sonde manuelle de I'institut des Sciences
de la Terre de Genäve en aoüt 1974 et
trois sondages ont gtg faits une annge
plus tard, dont deux avec la sonde ä moteur
de 20 cm. de diametre de I'institut
de ggotechnique de l'EPFL et le dernier
avec la sonde manuelle Hiller de I'institut
botanique de l'Universitg de Berne.
Ces 6 sondages, localisgs perpendiculairement
ä la Printze, le long d'une ligne
150 m. en amont des chalets d'alpage ont
atteint des profondeurs variables entre
6 et 11,60 m. permettant de faire une
coupe transversale des dgpöts de tourbes
et d'alluvions fluvio-glaciaires de cette
plaine.
Les sondages ä l'aide d'une sonde
manuelle n'ayant pas donng des coupes r i -
goureuses, du fait que la tourbe s'gboulait
dans le forage chaque fois que la
sonde etait ä nouveau enfoncge, nous avons
fait appel ä I'institut de ggotechnique
qui a mis ä notre disposition sa foreuse
ä moteur. Cette derniere a permis de prglever
des "carottes" qui ont donne des
renseignements plus prgcis, quant ä l'gpaisseur
des diffgrentes couches.
Les gchantillons de tourbe qui ont
servi ä la datation par le C^^ ont gte
prglevgs dans une tranchge creusee jusqu'a
4m. de profondeur par un trax du chantier
que la direction de Tglgverbier a aimablement
mis ä notre disposition en aoüt 1974.
Cette tranchge situge ä une vingtaine de
metres plus en amont que nos six sondages
nous avait dgjä donng d'utiles renseignements,
ä cette gpoque, quant ä la profondeur
de la plus basse couche de tourbe
(3,50 m.), ce qui nous a gtg confirmg au
cours de l'gtg 1975. Cette tranchee a permis
ggalement de localiser la limite nord
de la nappe de graviers qui est visible
au sol plus au sud de notre zone de sondages.
3. COUPE STRATIGRAPHIQUE DU SONDAGE
589620/107200/2040 m.
(Sonde du Laboratoire de Geotechnique
de l'EPFL)
Profondeur en cm.
0 - 30
30 - 35
35 - 100
100-120
120-130
130-280
280-325
325-420
420-600,
600-1160
1160 - ?
Sediments
sable
tourbe
sable
fin
(tronc)
fin
tourbe brune
sable
tourbe beige i
+ mousse
tourbe + sable:
glaise
glaise
glaise
bleue
jaune
blanche
Indice
(Echantillon)
M7
T3
M6
T2
M5
Tl
M4
M3
M2
galets + gravier Ml
4. ANALYSE DES ECHANTILLONS DU SONDAGE
4.1 Geologie (M=DgpSts morainiques sableux,
ou glaiseux, T = Tourbe)
Ml Galets et graviers de la moraine latgrale
? La pente du Grand Toit semble
le
confirmer.
M2 Glaise blanche d'une moraine de fond.
Argileuse. Dernier retrait du glacier ?
M3 Glaise
jaune
M4 Glaise bleue
Tl
Fluide, tr§s riche en eau.
Tourbe beige mglangee ä des mousses.
Principale couche de tourbe.
M5 Faible couche de sable
fin
T2 Tourbe brune, noirätre, compacte
M6 Sable fin.
et
sable rouges.
T3 Fine couche de tourbe
Quelques bancs de gravier
s'gpaississant
dans les bords de la plaine dans laquelle
se trouvent des troncs
calcings.
M7 Sable fin de surface avec couche vgg.gtale
actuelle.

-131-
IORTIN Z039m
98 5
L=t:
::! I
;
* -i
-4
) ) : :
g5
Fig. 1 : Analyse_pollinigue_du_profil_du_sonda2
M. Küttel (1977)
4.2 Balynologie (D'apres M. Küttel) Fig.
M2 Les spectres polliniques sont dominus
pär Pihus. Betula est en faible pourcentage,
par contre Artemisia domine.
Les quelques traces de flore ou de bois
reprgsentants d'un climat relativement
chaud sont dues ä des contaminations
de sondage.
M3 Artemisia diminue jEortement pour n'atteindre
que 2 ä 3 %, remplace graduellement
vers 500 cm par Ulmus, Corylus
et Larix, ce qui serait la preuve
d'une modification importante du c l i ­
mat;, dans le sens d'un rechauffement.
M4 Ables (Sapins) sont en Plein developpement
de meme que tous les reprgsentants
de la chenaie mixte. Corylus
atteint le maximum de 12 %. Artemisia
a baisse au dessous de 1 %.
Tl (base) Les cyperacae se developpent.
C'est d'autre part 1'gpoque oü la Vegetation
prend pied (debut de la tourbe)
dans la depression.
M. Küttel n'a pas donng de diagramme pour
les echantillons de tourbe situgs au dessus
de 260 cm., la densite des pollens
gtant trop faible.
5. CHRONOLOGIE DES EVENEMENTS
5.1 Datations par le C14
Plusieurs trones et gchantillons de
tourbe pht gtg soumis au Laboratoire C14
de 1'Institut de Physique de 1'Universite
de Berne du professeur H. Oeschger qui a
eu 1'amabilite de les dater. Les divers
troncs calcings, de meme que ceux que
A. Bezinge a trouve dans d'autres valiees
datent d'environ 1000 ans BP, c'est-ä-dire
de 1'gpoque du dgboisement des premiers aipages.
Deux gchantillons de tourbe prglevßs
entre 150 et 250 cm. ont donng les rEsultats
suivants :
Ech. B2646 150 cm. 32801 so ans 1320 BC
B2645 250 cm. : 4900- 80 ans 2950 BC
Nous pouvons deduire de ces datations
que la fine couche de tourbe T3, de meme
que les troncs qui sont enfouis ä la m§me
profondeur date d'un millier d'annees et
que la principale couche Tl de: 150 cm. d'
epaisseur s'est formee durant la longue pgriode
chaude entre 300,0 et 500C , si ce
n'est 6000 BP, du fait que la tourbe, melangee
ä du sable va jusqu':ä la profondeur
de 325 cm., donc, datant d'une periode

-132-
anterieure ä 5000 BP.
5.2 Diagramme palynologique (fig. 1)
M. RUTTEL (19 77) en se basant sur
les travaux de MARKGRAF (19 69) et WELTEN
(19 58) attribue la base de Tl ä la zone
de pollens VII de FIRBAS (1949) c'est-ädire
durant l'Atlantique rgcent.
11 attribue par bontre M4 aux zones
'VI et V c'est-ä-dire ä l'Atlantique ancien
et au Bqrgal, sans que la distinction
puisse Stre faite entre ces deüx gpoques.
11 se base sur l'immigration des mäläzes
pour cette attribution.
- Le Prgborgal semble etre une pgriode
de transition sans mgleze ni Artemisia.
Les pollens d'armoise trouvgs dans M2 lui
permettent de supposer que les arbres ne
se sont pas encore installgs ä l'altitude
de Tortin. 11 propose donc d'attribuer M2
ä la zone I I I c'est-ä-dire au, Dryas rgcent-.
Rien ne lui permet en revanche de deceler
la prgsence de pollens datant de l'AllerSd.
6. FACTEUR CLIMATIQUE DE DEGLACIATION
(FCC)
Nous ayons proposg en 1974 un facteur
dgfini par la diffgrence entre les deux
quotients : gcart/gcart type de tempgrature
annuelle et gcärt/ecart type de quantitg
annuelle de prgcipitations divisg par
2, soit
FCD = Q tempgrature - Q prgcipitations
2
Valeur ahnüelle-Valeur moyenne (31-60)
e Ecart type (periode 19 31-60)
et nous avons gtabli tout d'abord de 19 31
ä 19 60 puls de 1910 ä 19 60 la relation
qu'il y a entre les variations de ce; facteur
et les oscillations glaciaires. Ayant
prouvg que par dgcennies, puis pour un demi
siäcle une cinquantaine de glaciers appartenant
tous ä une unite ggographique
bien dgterminge (Bassin du RhSne) se comporte
dans leur Stagnation, leur croissance
et leur decroissance conformement aux
variations de ce facteur, nous avons prolongg
dans les temps postglaciaires la
Synchronisation de la relation citge plus
haut
Fig. ^ — Variations du facteur ciimatique de deglaciatioh
ä Sion depuis - 13000 ans Bf.
Grandes periodes de crues et de decrues glaciaires en Valais.
BÖLLINGl°R't ALLERÖD t ! PREBOREALl BOREAL
ATLANTIQUE SUBBOREAL ISUBATLANTtOUEt ACTUEL
F.C.D
*2
tl
0
-1 ^ t l
-2 - .+2
LESENDE:
35 3
—-F.C.D.
Si g ^.-^ i %%%%
O Q
i
Mi
^2
4M
i ^
Les travaux rgcents de W. SCHNEEBELI
et F. RÖTHLISBERGER (1976) et les sondages
de Tortin viennent confirmer que depuis
9000 ans, d'une part la plus grande partie
des glaciers n'ont pas crü au-delä du
maximum de leur croissance du "petit äge
glaciaire" ou "crue historique" et d'autre
part, la valeur nümärique du facteur

-133-
climatique de deglaciation ne s'est pas
§cartee au-delä d'une unite.
En d'autres termes, depuis le
Pr§bor6al, le climat que nous connaissons
actuellement ne s'est pas modifig de fagon
duirable et les glaciers du Mont-Foirt
et de la Rosablanche ne sont plus redescendus
au-dessous de la "limite historique"
de 2300-2400 m. d'altitude.
7. DEGLACIATION DU VALLON DE TORTIN
A PARTIR DU DRYAS REGENT (fig.3)
En tenant compte de ce qui precede.,
des observations palynologiques et paieoclimatiques
et en se basant sur la g§omor=-.
pholögie du vallon de Tortin, nous pouvons
esquisser la Chronologie des 6v$nements,
en attendant, bien sür, de nouvelles observations
qui viendront confirmer ou inflrmer
ce que nous avancons,
Durant tout le Dryas r6cent, les
glaciers de Tortin et Cleuson semblent
s'gtre stabilis.es, formant les moralnes
typiques du Grand et du Petit Toit (moralnes
laterales de Tortin) et celle du
chemin venant du barrage de Cleuson jusqu'
ä Ouche (moraine laterale gauche de
Cleuson). La moraine frontale de ces
deux glaciers ou de plusieurs autres petits
affluents, est bien visible en aval de
Beuson ä Le Chäteau vers 900 m. d'altitude
(stade 1 de la fig. 3). Les petits Valiums
paralleles de la region d'Ouchä et
ceux que nous avons observes au bäs du
Grand Toit de meme que les dimensions
änormes de ces deüx Toits nous font penser
que durant plusieurs siecles et en plusieurs
phases de legäres crues et dgcrues
les glaciers de Tortin et de Cleuson sonla
res tes stationnaires'. Iis se sont comportes,
comme tous les autres glaciers durant
ies quatre siScles dü "petit äge
glaciaire".
Rien ne nous prouve, que ces moraines
ne sont päs anterieures au Dryas recent,
cela n'a d'ailleurs päs d'importance,
mais elles ne sont en tous cas pas
posterieures ä cette 6poque.
La glaise blanche de m2, contemporäine
d'une flore de zone ciimatique froide
, sans arbre, indiquerait qu'ä la fin du
Dryas recent, i l y a environ 10000 ans, la
langue terminale du Giacier de Tortin est
entrain de dgposer la moraine frontale
proche de l'älpage et la moraine de fond
ä 6 ou 7 m. de profondeur sous l'actuel
niveau de la plaine (stade 2 de la flg. 3}.
Au Preborgal, i l semble que la Vegetation
a de la peine ä prendre pied/ toutefois
, les sapins et les meiäzes atteignent
l'altitude de Tortin eh fin de periode. Les
renseignements äu sujet du climat de cette
epoque sont contradictoires; nous avions
pense en 1974 que c'etait la derniere periode
de crue importante en Valais, nous
supposons aujourd'hui, en suivant M.
Küttel, que le climat n'etait pas aussi
froid que nous 1'avions decrit.
Ce qui se passe durant le Boreal devient
maintenant plus clair. Tous les auteurs
cit§s plus haut s'accordent ä affirmer
que le climat est relativement chaud.
La Vegetation est bien ihstaliee ä l'altitude
de Tortin et la longue periode chaude
de l'Atlantique laisse des traces sous la
forme des premiers d6p6ts de tourbe, temoins
precieux de notre- gisement situe ä
3 m. de profondeur.
Que donnent les periodes froides qui
suivent l'Atlantique recent, durant lesquelles
la temperature ne s'abaisse jamais
au dessous de 1°C. par rapport aux moyennes
annuelles actuelles ? Le giacier de
Tortin se: comporte comme tous les autres
glaciers, avec ses periodes de. crue oü i l
ne descend pas beaucoup plus bäs que le
"stade historique" c'est-ä-dire vers
2300 m. (Stade 3 de la fig. 3) Les sables
envahissent lä plaine et recouvrent par
deux fois les tourbes Tl et T2,, ce qui
correspondrait aux deux crues du Subatläntique.
Ce sont des sables fluvio-glaciaires
ämenes par la Printze qui ont ainsi comblg
cet ancien marais.
Durant les periodes chaudes, dont les
derni§res se situent au Xle et XVe siScle,
la Vegetation du marais est abondante. Elle
forme la tourbe, dont la derniere couche

-1 34-
est tres mince. L'histoire de l'homme debute
au Xle siecle, quand i l vient installer
les premiers alpages, deboiser la region,
laissant quelques troncs calcines.. Le
giacier de Tortin ne descend durant les
periodes chaudes que jusque vers 2700-
2800 m. (stade 4), altitude oü i l se
trouve actuellement.
. . :
1
/ . — i
8. BIBLIOGRAPHIE
BIELER P.-L. (1976) : Etude paleoclimatique
de la fin de la periode quaternaire
dans le Bassin lemanique. Archives
des sciences Geneve, 5-53.
FIRBAS F. (1949) : Spät- und Nacheiszeitliche
Waldgeschichte Mitteleuropas
nördl. der Alpen. Iena.
KÜTTEL M. (1977) : Pollenanalytische Untersuchungen
zur Vegetations-, Gletscherund
Klimageschichte des Alpinen Spaetund
Frühpostglazials im Obern Tessin,
im Berner Oberland und im Wallis.
Diss. Berne, 13 p.
MARKGRAF V. (1969) : Moorkundliche und vegetationsgeschichtliche
Untersuchungen
an einem Moorsee im Wallis, Bot. Jb.,
89.1, 1-63.
MAYR, F. (1964) : Untersuschungen über Ausmass
und Folgen der Klima-und Gletscherschwankungen
seit dem Beginn der postglazialen
Wärmezeit. Ausgewählte Beispiele
aus den Stubaier Alpen in Tirol.
Z. für Geomorph., 8. 258-285.
SCHNEEBELI W. et RÖTHLISBERGER F. (1976) :
8000 Jahre Walliser Gletschergeschichte.
Ein Betrag zur Erforschung des Klimaverlaufs
in der Nacheiszeit. Die Alpen,
Verlag des SAC/Diss. phil. I I , Uni
Zürich 5-57, 134-144, 27 Abb. 38 fig.
WELTEN M., (1958) : Die spät-und postglaziale
Vegetationsentwicklung der Berner-Alpen
und -Voralpen und des Walliser Haupttales,
Veröff. Geobot. Inst. Rübel Zürich,
34, 150-158.
'3
Fig.3 Stades de retrait du Giacier
de Tortin
1 . Dryas recent (11-10000 ans BP)
2 . Fin du Dryas recent (10000 BP)
3 . Stades de crues max. depuis
9000 ans et du "petit äge
glaciaire"
4 . Stades de decrue max. et
stade
actuel.

-135-
TABELLENKARTEN
als eine Methode zur Darstellung von Klimawerten in Gebirgslandern
(Mit Beispielen aus der Phänologie Norwegens
und dem Niederschlagsregime der Ostalpen)
Friedrich Lauscher
Wien,Osterreich
551.501.5
551.506.8(481 )
551.577.3
Abstract TABLE-MAPS
as a method of representation öf climatic
data in mountainous regions
(With examples out of the phenology of
Norway and the distribution of precipitation
over the Eastem Alps)
The construction of climatic maps
can be very complicated,espeeially in
mountainous areas.Printing is expensive
änd at last i t is not easy or even not
at all possible to quote exact data for
a special point.
Therefore the autor uses the method
of table-maps.The network of observing
-stations is divided up into fieids
of given length of geographical latitude,
longitude,hight over sea level,distance
from the open sea and so on according to
the special need.
Each field is then filled up with
the mean value of the considered eiement.
Many examples öf applications for
probiems of the global climatology are
reported.
Then a detailed discussion is given
over table-maps for four phenological
phases in Norway (water-Wagtail,Cöltsfoot,winter-Rye,mountain
Ash) and for
some features of the dependence of precipitation
on hight in the Eastem Alps.
Zusammenfassung Der Entwurf von Klimak-arten
kann sehr schwierig sein,besonders
für Gebirgslandschaften.Ihr Druck kommt
teuer,und hernach ist es oft nicht leicht
oder sogar unmöglich,für einen bestimmten
Punkt exakte Daten zü entnehmen.
Der Autor benützt daher seit Jahren
eine Methode der "Tabellenkärten".
Das Gesamtgebiet des Untersuchungsraumes
wird je nach Bedarf unterteilt in Felder
bestimmter geographischer Breite und Länge,Seehöhe,Entfernung
von der Meeresküste
etc.
In jedes Feld wird der aus allen
enthaltenen Meßstellen willkürfrei berechnete
Mitteiwert des betrachteten Elements
eingetragen.Der Druck solcher Tabellenkarten,
kommt nicht teuer.
Zunächst werden viele Beispiele
der Anwendung dieser Methode für Probleme
der globalen Kiimatoiogie referiert.Dahn
folgen vier Beispiele aus der Phänologie
des Gebirgslandes Norwegen,sowie eine
kurze Darstellung der Verteilung der Jahresniederschläge
nach den Meßergebnissen
der österreichischen Totalisatorenstationen.
1. EINLEITUNG
Klimawerke enthalten gewöhnlich
Tabellensammluhgen,geordnet nach den meteorologischen
Elementen.Seltener sind
"Klimatafeln"mit Durchschnitts-und Extremwerten
sämtlicher Eiemente für je
eine
Beobachtuhgsstation.
Den geographischen Zusammenhang
zwischen den Meßstellen stellen oft Diagramme
,Querschnitte,Isoplethen etc.her.
Als höchstes Ziel der Kiimatoiogie
werden Karten angesehen.Tatsächlich sind
diese didaktisch sehr wertvoll und sie
werden häufig zum Blanimetrieren räumlicher
Mittelwerte usw.gebraucht.
Der Autor selbst schätzt Klimakarten
gewiß und hat deren 69 entworfen,darunter
im Jahre 1938 eine erste Karte
der wahren Temperaturverteilung in Österreich.Doch
ist die Herstellung solcher
Karten überaus mühsam,zum Teil unsicher,
und der Druck ist kostspielig.
Zudem kommt,daß die Entnahme von
Daten für einen bestimmten Ort,namentlich
in einem reich reliefierten GebirgST.-
lähd äußerst fragwürdig sein kann.Oft
ist man gezwungen,die schöne Karte wieder
beiseite zu legen und auf die Tabellensammlung
zurückzugreifen.Dann aber stellt
sich die Frage,wieweit diese oder jene
Station für den interessierenden Punkt
Aussagen gestatten.
Einen Kompromiß zwischen Tabellen
und Karten stellen die von uns 1951 in
Gebrauch genommenen TABELLENKÄRTEN dar.
In diese werden Mittelwerte bestimmter
Elemente aus allen Stationen eingetragen,
welche in Felder vorgegebener Größe gehören.Die
Feldgröße betrug z.B. bei den
globalen Darstellungen je 10 Breite und
20 Länge,bei der neuesten Arbeit über
Schnee in China je 5 Breite und Länge.
Einige Aussagen dieser globalen
Tabellenkärten seien illustrativ der
speziellen Anwendung der Methode in Gebirgsländern
vorangestellt.
2. GLOBALE TABELLENKARTEN
2..1 Windgeschwindigkeit (Lauscher 1951)
Die Höchstwerte der Feldmit^el waren
je 13 m/sec in den Feldern 45 S,90 E
und 55 S,?0 E im südlichen Indischen
Ozean.Tiefstwerte von nur lm/sec gab es
in einigen wenigen Feldern der tropischen
Binnenländer,im Winter auch im innersten
Asien.Das Gesamtmittel für alle Felder
war 5,85 m/sec.
2.2 Abkühlungsgröße(Lauscher 1951)
Die Hillsche Abkühlungsgröße in
mgcal/cm sec war mit einem Mittelwert
von 104mgcal am größten im Januar im
Feld 75 N,90 E,also im Eismeer zwischen

-136-
Novaja Zemlja uhd Kap Tscheljuskin.Mini-
,ma von 2 mgcal errechnete man für die
Wüstenfelder 25 N,10°E(Sahara) und 25 N,
50 E(Arabien)im Juli.Als Jahresmittei
für den betrachteten Raum der Erde resultierte
ein Betrag von 27,9 mgcal.
2.3 Ergänzungen für die Polargebiete
(Untersteiner 1961)
Extreme Verhältnisse zeigten die
Beobachtungen in Pionirskaja,70 S,95 E,
2700m auf.Diese, antarktische Hochstation
befindet sich in 330 km Abstand von der
Küste.Das Jahresmittel der Windgeschwindigkeit
betrug dort 10,7 m/sec.Wegen der
großen,Kälte erreichte die Abkühlungsgröße
Werte von 100 mgcal/cm sec im Januar,
124 im Jahresmittei und 144 im August.
2.4 Tägliche Temperaturschwankung
(Lauscher 1964)
Maximum 19,7° im Januar im Sudan,
Minimum ganzjährig 3,9 auf Inseln im
Südatlantik.Mittelwerte aller Felder
im Binnenland 11,6 ,für Küstenorte 7,2 C.
2.5 Tage mit Niederschlag
(Lauscher 1965)
Maximum 311 Tage, im Jahr aüf den
Karolinen,,Minima je 5 Tage in Libyen,
Ägypten und Arabien.Globales Gesamtmittel
118 Tage mit Niederschlag im Jähr.
2.6 Extreme Tagesmengen des Niederschlags
(Elögl 1969)
Pro Jahr zu erwartender Höchstwert
404 mm-im Feld 15 3,70 (Indischer
Ozean).In der Arbeit findet man auch
Tabellenkarten für die extremen Tagesmengen,den
durchschnittlichen Jahresniederschlag
und die durchschnittliche Niederschlagsdichte
pro Niederschlagstag.
2.7 Höhenabhängigkeit des, Niederschlags
(Lauscher 1976)
In. 25 % der Felder liegt das Maximum
unter 1000m Höhe (Äquatorialer,
polarer Typ),in 17 % in 2000 bis 3000 m
Höhe oder darüber (Typ der gemäßigten
Breiten).Von den übrigen Feldern gehört
ein großer Teil zum tropischen Typ mit
einer Zone maximaler Niederschläge ih
Höhen zwischen 1000 und, 2000 m , ein'Teil
auch dem Übergangstyp mit nur schwacher
Höhenabhängigkeit des Niederschlags.
2.8 Schnee in China (Lauscher 1978)
Ein Band erhöhter Schneeniederschläge
durchzieht den Zentralraum Chinas
vom Südwesten nach Nordosten.
3. TABELLENKARTEN FÜR GEBIRGSLÄNDER
Schon in 2.7 war die Seehohe als
dritte Koordinate für die Einteilung der
Felder in Betracht gezogen worden.Erstmals
war dies für den im Jahre 1973 in
Druck gegebenen Teil I I I der Phänologie
Norwegens erfolgt.
3.1 Tabellenkärten zur Darstellung
der Durchschnittswerte phanologi^.
scher Phasen Norwegens
Nachstehend sind vier Beispiele
der bisher entworfenen 84 Tabellenkarten
dieser Art in verkleinerten Maßstab wiedergegeben.Der
Aufbau ist der folgende:
Durch das Langgebirge wird Norwegen in
eine Westhälfte (W) und eine Osthälfte
(0) geteilt.Im Südosten Norwegens wird
noch unterschieden zwischen Gebieten
westlich und östlich des 10.Längengrades
(1,11).Weiters wird nach Abschnitten von
je 2 geographischer Breite unterteilt,
nach bestimmten Höhenstufen zwischen 0
und 900m,-sowie nach dem Abstand von der
äußeren Meeresküstenlinie.
In jedes der so erhaltenen Felder
werden arithmetische Mittelwerte der Datumszahlen
(1 = 1.Januar)eingetragen,so
wie sie wiUkürfrei aus den in das betreffende
Feld gehörenden (bis zu 17)
Stationen erhalten würden.
Das Bestechende an der Methode ist,
daß nur empirische Werte zur Geltung kommen,und
nirgends: die mitunter gekünstelte
Phantasie der Festlegung von Isolinien
benötigt wird.Wie soll man auch Isolinien
zeichnen,wenn die Bergwände von inneren
Fjordteilen jäh auf über l'ÖOÖ m Höhe ansteigen!
Auch die Entnahme von Daten für
einen bestimmten Punkt,nötigenfalls durch
Heranziehung benachbarter Felder,ist
aus Täbellenkarten leichter und sicherer
als aus Karten mit Isoiinien.
3.2 Darstellung der Felderwerte durch
eine Formel
Aus den geographischen Daten sämtlicher
phänologischer Stationen Norwegens
wurden die Daten einer fiktiven Mittelstätipn
berechnet,Sie lauten:
Geogr.Breite 62,6A', Seehöhe 216m,Küsten-,
abstand 57 km.
Ausgehend von dieser Mittelstation
wurden für jede phänolegisehe Phase die
folgenden Konstanten einer dreiteiligen
linearen Gleichung berechnet:
^ = Datumzahl an der Mittelstation,
k = Änderung je 1 Breitengrad,
1 = Änderung je 100m Zunahme der Seehöhe,
m = Änderung je 10 km Zunahme des Küs-tenabst
ahdes.
Für die vier phänolögisehen Phasen
der hier gezeigten KüsterTabellen lauten
die Werte der Konstanten:
N
o
k 1 m
Bachstelze,
Ankunft 112 1,5 -0,1 0,3
Huflattich
blüht 112 2,9 5,7 0,9
Winterroggen
schnittreif 238 -0,5 5,0 -1,2
Eberesche
entlaubt 290 -2,1 -1,8 0,0
Die Bachstelze kommt aus Afrika
etwa zur gleichen Zeit als der Huflattich
blüht,also im Vorfrühling.Sie geht relativ
rasch nach Norden.Seehöhe und Küstenrahstand
spielen für sie keine große Rollesanders
als beim Huflattich..
Aus der Tabellenkarte für den
Winterroggen sieht man sofort,daß seine
Ahbaumöglichkeit in Norwegen beschränkt
ist.Die Schnittreife ist im Norden eher
etwas: früher gegeben.Sie ist auch im
Binnenland zeitiger als in Küstennahe,
in höheren Lagen aber merklich verspätet.
Die Entlaubung der in Norwegen
weitverbreiteten Eberesche ist im Norden
und in der Höhe verfrüht,der Küstenabstand
spielt jedoch keine Rolle.

w
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700
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300
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262234 69
300260293267
260
tOO
247
65 300
100
—9.
63
900,
59
700
500
300
!00
9_
500
300
tOO
4_
700
500
300
tOO
0
226
-137-
tOO 297 296
/V. = 236. *:-05, )00 * H!K=b!tSl40l75l

-138-
3.3 Tabellenkarte der Totalisatorenhiederschläge
in-Osterreich
Der geringe noch zur Verfügung
stehende Raum gestattet nur noch die
Wiedergabe eines Beispieles einer Tabellenkarte
von Jahresniederschlägen in
Österreich.Die nachstehende Tabelle gilt
für einen Streifen, um etwa 47 N-Breite,
grob unterteilt in Felder von je 2 Länge
und je 500m Seehöhe,.Das Material ist
Lauscher 1961 entnommen.
Mittlere Jahresniederschläge in cm
Geogr.Länge,E
Seehöhe(km) 9-10 11-12 13-14 Sa Kä
3,0-3,5
2,5-3,0
2,0-2,5
1,5-2,0
1,0-1,5
0,5-1,0
132
140
190
213
178
122
118
127
122
157
126
177
194
162
166
162
256 150
244 184
215 16?
178 166
155 162
Die Räume der ersten drei Spalten
entsprechen etwa den Bundesländern Vorarlberg,Tirol,
sowie Salzburg und Kärnten.
Das Material aus 13-14 E wurde schließlich
noch unterteilt in Stationen nördlich
des Alpenhauptkammes (Sa = Salzburg)
und südlich des Kammes (Kä = Kärnten).
Man ersieht,daß in Westösterreich
die im Hauptstau liegenden nördlicheren
Berge mittlerer Höhen mehr Niederschlag
empfangen als: die hohen Riesen am Hauptkamm.Hingegen
ist in Salzburg, die Zunahme
der Niederschläge mit der &öhe stetig
und bedeutend,wogegen in Kärnten gerade
die höchsten Totalisatoren im Lee
der Tauern relativ wehiger Niederschlag
empfangen.
3.4. Ausblick
Die Methode der Tabellehkarten '
ist thematisch vielseitig anwendbar.Sie
ist völlig objektiv,vermeidet unsichere
Extra-und Interpolationen,zeigt Verbreitungsgebiete
ebenso auf wie eventuelle
Mängel im Beobachtungsnetz.Sie ermöglicht
relativ sichere Aussagen für jeden gewünschten
Punkt,vor allem in Gebirgsländern,in
denen Karten mit Isolinien oft
kaum auswertbar sind.
Mit den Tabellenkarten für die
phänologischen Phasen in Norwegen haben
wir gute Erfahrungen gemacht.Nebeneinander
gelegt gestatten sie oft interessante
Vergleiche regionaler Besonderheiten.
So zeigt sich z.B.,daß die Bachstelze
im Süden und Südwesten Norwegens
erst zu Zeitpunkten eintrifft,zu denen
das Eis auf den Bächen und Seen schon aufgegangen
ist,daß jedoch weiter im Norden
und in höheren Lagen oft noch das Eis
auf den Gewässern vorhanden ist.
Der Kuckuck folgt im wesentlichen
der Belaubung der Laubbäume,für
Star und Drossel spielen die Küstennähe
eine größere Rolle als die Seehöhe usw.
Der Autor möchte nochmals betonen,
daß damit den üblichen Klimakarten
ein gewisser Wert nicht abgesprochen
werden soll.In vielen Fällen wird aber
die Methode der Tabellenkarten leichter
zu handhaben,billiger und letztenendes
auch besser auswertbar sein.
4. REFERENZEN.
Flögl,Helde:Die globale Verteilung; extremer
Tagesmengen des Niederschlags,
Diss.-Univ.Wien 1969,119 Seiten
Lauscher,Adele und Friedrich und Henrik
Printz:Die Phänologie Norwegens,Teil I ,
Allgemeine Übersicht,Skrifter utgitt
av Det Norske Videnskapsakademi
i Oslo,1.Math.-Naturvid.Klasse,
1955, Nr. 1,1-100
Lauscher,Adele und Friedrich und Henrik
Printz:Die Phänologie Norwegens,Teil I I ,
Phänologische Mittelwerte für 260
Orte,Skrifter utgitt av Det Norske
Videnskapsakademi i Oslo,I.Math.-
Naturvid.Klasse,1959,Nr.1,1-176
Lauscher,Adele und Friedrich und Henrik
Printz:Die Phänologie Norwegens,Teil I I I ,
Tabellen-Karten der Mittelwerte,
Skrifter utgitt av Det Norske Videnskapsakademi
i Oslo,1.Math.-Naturvid.Klasse
, in Druck
Lauscher,F.:Über die Verteilung, der Windgeschwindigkeit
auf der Erde,Arch.
Met.Geophys.Bioklim.,Ser.B,II
(1951),427-440
Lauscher,D.:Über die Verteilung der Hillschen
Abkühlungsgröße auf der Erde,
Arch.Met.Geophys.Bioklim.,Ser.B,
III(1951),275-288
Lauscher,F.:Die Totalisatorenneczo
0sterreichs,54.-57.Jahresber.d.
Sonnblick-Ver.f.d.Jahre 1956-1959,
Wien (1961),3-19
Lauscher,F.:Die tägliche Schwankung der
Lufttemperatur in Österreich,in
Europa und in Afrika,Wetter und
Leben 16,(1964),221-22? u.10 Seiten
Anhang
Lauscher,F.:Die globale Verteilung der
Zahl der Tage mit Niederschlag,
Wetter und Leben 17(1965),197-
203
Lauscher,F.:Weltwelte Typen der Höhenrabhängigkeit
des, Niederschlags,
Wetter und Leben 28(1976),80-90
Laüscher,F.:Schnee in China (Mit allgemeinen
Bemerkungen zur klimatologischen
Methodik,Wetter und Leben,
in Druck
Untersteiner,N.:Bemerkungen über die
Abkühlungsgröße in den Polargebieten,
Wetter und Leben 13(1961),70-
73
Anschrift, des Verfassers:
Univ.Prof.Dr.Friedrich Lauscher
Zehenthofgasse 25/5
A-1190 Wien/Osterreich

-139-
551 .588.2(497.1 ),
EINFLUSS DER ALPEN UND KARPATEN AUF DAS KLIMA
IN DER PANNONISCHEN EBENE IN JUGOSLAWIEN
Natalija Sfodorovic und Katarina Milosavljevic
Landwirtschaftliche Fakultät,Universität Beograd
Hydrometeorologisches institut SR Serbien
Beograd, SFR Jugoslawien
Abstract The climate in the yugoslav
part of the Pannonian Piain is infiuenced
by the mountain ranges of the Alps
and the Carpathians. The Alps affect the
climate in the northwestern and the Carpathians
in the eastem part of the
piain. In this investigation are presented
the climatic elements for two meteorological
stations, in Vrsac ahd Palid,
i.e. in the eastem and the northern
part of the piain respectively, during
the period 1950-1974. The special attention
has been paid on the mostiy affected
climatic elements: the wind, the
temperature of the air and the preeipitations.
Zusammenfassung Das Klima im jugoslawischen
Teil der Pannonischen Ebene wird
unter dem Einfluss de^ Gebirgsmassive
der Alpen und Karpaten gebildet. Die Alpen
beeinflussen das Klima im nordwestlichen
und die Karpaten im östlichen
Teil der Ebene. In dieser Arbeit wurden
die Klimaelemente für die meteorologischen
Stationen in Vrsac im östlichen
und für Palic, im nördlichen Teil der
Ebene in Jugoslawien, im Laufe der Zeitspanne
1950-1974, dargesteiit. Es wurden
besonders diejenige Klimaelemente bearbeitet
und analysiert bei weichen die
Einflüsse am meisten zum Ausdruck kommen,
und zwar: der Wind, die Lufttemperatur
und der Niederschlag.
1. EINLEITUNG
Der in Jugoslawien gelegene Teil der
Pannonischen Ebene ist die Fortsetzung
der Ungarischen Ebene nach Süden und Südosten.Dieser
Teil der Ebene ist auf der
Figur 1 dargestellt. Wie daraus ersichtlich,
ist die Pannonische Ebene ih Jugoslawien
an der Nordseite von Ungarn, an
der östlichen von Rumänien und an der
südlichen Seite durch die Flüsse Donau
und Save begrenzt. Im Osten der Pannonischen
Ebene befinden sich die Transsylvanischen
Alpen(ein Teil des Karpatenbogens),
im Süden ist das Gebirge Fruska
Gora, welches sich in der Richtung der
Parallelkreise erstreckt, und mit der
höchsten Erhebung von 539 m.Der übrige
Teil ist eine Ebene mit der bekannten
Deliblater Sanddüne im südöstlichen
Teil. Die Seehöhe der Pannonischen Ebene
in Jugoslawien beträgt ca. 100 m und sie
verringert sich gegen den Osten.
In der ganzen Pannonischen Ebene in
Jugoslawien herrscht im allgemeinem ein
gemässigtes kontinentales Klima mit den
Charakteristiken des Steppenklimas im
Norden; deshalb erscheint ein bestimmter
Unterschied zwischen dem äussersten nörd
liehen und äussersten östlichen Teil.
Diese Differenz kommt bei der Lufttemperatur,
femer dem Niederschlag und beim
Wind zum Ausdruck. Folglich, sind wir
der Meinung, dass diese Klimaunterschiede
in erster Linie durch die Gebirgssysteme,
im Westen durch die Alpen, und im
Osten durch die Karpaten, verursacht wer
den. Der östliche Teil der Pannonischen
Ebene ist am häufigsten der Strömung der
Luftmassen aus Bessarabien und Rumänien
ausgesetzt, welche sich entlang der Flus
stäler und der Becken über die Karpaten
in die Pannonische Ebene ergiessen. Dies
ist der Fall, wenn die sibirische Antizy
klone sich über den europäischen Teil der
Sowjetunion und ferner gegen Mitteleuropa
verlagert, und über dem Adriatischen
und dem Mittelmeer sich eine Zyklone befindet.
Solche Lagen sind gewöhnlich am
häufigsten in der kälteren Jahreszeit.
Indessen,driBgen Luftmassen über den nördlichen
Teil der Pannonischen Ebene am
häufigsten vom Norden und Nordwesten ein
die infolge des Alpinen Gebirgsmassivs
durch das sogenannte "Wiener Tor" durchbrechen
und sich in die Pannonische Ebene
verlagern.
14*
y< SAB
Figur 1. Teil der Pannonischen Ebene
in Jugoslawien
Zur Untersuchung der vorne angeführten
Festtellungen wurden meteorologische
Beobachtungen von zwei meteorologischen
Stationen benützt, und zwar: Vrsac
und Palic. Die Koordinaten für diese
beide Orte sind die folgenden: Vrsac Y =
45°09'N, X =„21°19'E, die Seehöhe = 84 m
Palic Y = 46°06', 3L = 10 46'E, die Seehö
he = 102 m. Die Entfernung zwischen Vr-

-140-
gac und Palid beträgt etwa 150 km. Die
meteorologischen Beobachtungen beziehen
sich auf die Jahre 1950-1974, die Zeitspanne
beträgt also 25 Jahre.
Folgende Klimaelemente werden in dieser
Arbeit dargestellt und analysiert,
und zwar: Wind(Richtung und Geschwindigkeit),
Lufttemperatur, Dauer des Sonnenscheins,
Luftfeuchtigkeit, Bewölkung und
Niederschlag.
2. DER WIND
Die Häufigkeiten der Windrichtungen
und der Windstillen in Vrsac und Palic
sind in der Tabelle 1 dargesteiit.
Tabelle 1. Häufigkeiten der Windrichtungen
und Windstillen, in %o
in Vrsac und Palid,1950-1974
Windricht.
N NE E SE S SW W NW
93 82 45 205. 162. 77 76 107152
103 115 65 111 71 100 102)159 174
In Vrsac weht der Wind im Laufe des
Jahres am häufigsten aus den Richtungen
SE und S. Das ist ein böenartiger starker
Wind,der unter dem Namen"Koschawä",Milosavljevic(1958),bekannt
ist.Dieser Wind
weht am häufigsten in der kälteren Jahreszeit
und er bringt in das Gebiet von Vrsac
die kalten Luftmassen kontinentalen
Ursprungs. Der grösste Teil dieser Luftmassen
strömt vorerst durch das Eiserne
Tor und beim Verlassen der Schlucht bildet
sich über dem östlichen Teil der Pannonischen
Ebene ein böiger starker Wind,
der,wie es bereits gesagt wurde, den Namen
"Koschawa" trägt.
In Palic registriert man im Laufe des
Jahres die grösste Windhäufigkeit aus der
NW-Richtung, während die Winde aus den
Richtungen SE und S, zweimal seltener als
in Vrsac auftreten. Der Wind aus der Richtung
NW in Palid weht häufiger in der Sommer-
als in der Winterhälfte des Jahres.
Dieser Wind bringt in die Pannonische Ebene
die kalten Luftmassen aus den Arktischen
Eisgege&dan oder aus den hohen Breiten
des Atlantischen Ozeans. Auf ihrem genügend
langem Weg über West- und Mitteleuropa
werden diese Luftmassen ziemlich
transformiert, d.h. sie Verlieren ihre
Feuchtigkeit und Stabilität, bevor sie die
Pannonische Ebene erreichen, aber sie behalten
die Eigenschaft einer genügend kalter
Luft.
Die Werte der jährlichen mittleren
Windgeschwindigkeiten in Vrsac und Palic
werden in der Tabelle 2 gezeigt.
Tabelle 2. Mittlere jährliche Windgeschwindigkeit
in m/s, 1950-1974
Windricht.
N NE E SE S SW W NW
2,8 2,2 3,2 8,0 4,8 2,4 2,8 3,2
2,4 2,1 1,8 2,6 2,2 2,2 2,2 2,6
Die Werte der Windgeschwindigkeiten
im Laufe des Jahres sind in Vräac aus
allen Richtungen viel grösser, als in Palid
* Dies gilt besonders für den Wind a-
us den Richtungen SE und S ,d.h. für den
Wind Koschawa, dessen Geschwindigkeiten
vom Osten gegen den Westen der Pannonischen
Ebene abnimmt. Die grösste Windgeschwindigkeit
des Windes Koschawa in der
pannonischen Ebene wurde in Vrsac am 25.
März 1957 registriert, und sie war 37,3
m/s, Milosavljevid (1976).
3. DIE LUFTTEMPERATUR
Die Monatsmittelwerte der Lufttemperatur
in Vrsac und Palic werden in der
Tabelle 3 dargestellt.
Tabelle 3. Mittelwerte der Lufttemperatur,
1950-1974
Monate
Stati- I I I
onen.
III IV
VI VII
Vr -0,4 2,0 6,0 12,0 16,5 20,1 21,6
Pa -1,8 0,8 5*0 11,3 16,0 19,7 21,3
Diff. 1,4 1,2 1,0 0,7 0,5 0,4 0,3
VIII IX X XI XU Jahr
Vr 21,4 1?,7 12,1 7,5 2,6
Pa 20,6 16,,5 10,8 5,8 1,1
11,6
10,6
Ampi.
22,0
23,1
Diff.0,8 1,2 1,3 1,7 1,5 1,0 -1,1
Die Mpnatsmittelwerte der Lufttemperatur
sind in Vrsac im Laufe des ganzen
Jahres höher als in Palic. Die grösste
Differenz ist in November und die kleinste
in Juli. Die Werte der Temperaturdifferenzen
nehmen ziemlich regelmässig von
November bis Juli ab, und von Juli bis November
zu.
Die Temperaturdifferenz zwischen Vrsac
und Palic wurde durch folgende Faktoren
beeinflusst: erstens durch den Unterschied
in der geographischen Breite (ca.
1 ), ferner durch die Häufigkeit der Winde
aus einzelnen Richtungen, und zuletzt
durch die Bodenstruktur (in Palic ist das
Gelände sandig).
Die Mittelwerte der maximalen Lufttemperatur
in Vrsac und Palic befinden
sich in der Tabelle 4.
Tabelle 4. Mittelwerte der maximalen
Lufttemperatur,1950-1974
Monate
Stati- I I I III IV VI VII
onen
Vr 3,1 5,8 10,9 17,3 22,1 25,7 27,8
Pa 0,6 4,6 9,9 16,6 21,5 25,3 27,3
Diff. 2,5 1,2 1,0 0,7 0,6 0,4 0,5
VIII IX X XI XII
Vr 27,3 2^,0 18,0 11,5 5,7
Pa 27,2 23,2 17,1 9,9 4,0
Diff. 0,3 0,8 0,9 1,6 1,7
Jahr
1616"
15,6
1,0
Die Mittelwerte der maximalen Lufttemperatur
sind in Vrsac ebenfalls im
Laufe des ganzen Jahres höher als in Palic.
Die Temperaturdifferenz zwischen Vrsac
und Palic ist im kälteren Teil des

-141-
Jahres grösser als in den wärmeren Monaten.
Die Mittelwerte der minimalen Lufttemperatür
in Vrsac und Palic wurden in der
Tabelle 5 angeführt.
Tabelle 5. Mittelwerte der minimalen
Lufttemperatur,1950-1974
Monate **
Stati- I I I I I I IV V VI VII
onen
Vr -4,3 -2,0 1,2 6,4 10,5 13,9 14,8
Pa -5,0 -2,9 0,6 6,0 10,4 13,9 15,2
Diff. 0,7 0,9 0,6 0,4 0,1 0,0 -0,4
VIII IX X XI XII Jahr
Vr 14,6 11,5 6,6 3,4 -0,9 6,3
Pa 14,5 10,8 5,8 2,3 -1,7 5,8
Diff. 0,1 0,7 0,8 1,1 0,8 0,5
Die Mittelwerte der minimalen Lufttemperatur
sind in Vräac höher als in Palic
in allen Monaten mit Ausnahme in Juni
und Juli. Die Temperaturdifferenzen sind
in den kälteren Monaten grösser als in
den wärmeren, und haben aüch einen negativen
Wert(Juli) oder sie existiert Überhaupt
nicht (Juni).
Die Werte der absoluten maximalen
Lufttemperatur in Vrsac und Palic werden
in der Tabelle 6 wiedergegeben.
Tabelle 6. Absolute maximale Lufttemperatur,
1950-1974
Monate
Stati- I
onen
I I I I I IV V VI VII
Vr 17,2 19,8 29,6 30,3 34,6 35,4 37,9
Pa 12,8 18,5 26,0 28,9 34,0 37,0 39,2
Diff. 4,4 1,3 3,6 1,4 0,6 -1,6 -1,3
VIII IX X XI XII Jahr
Vr 38,8 35,6 30,9 25,2 19,0 38,8
Pa 39,6 33,6 28,5 22,0 15,3 39,6
Diff.-0,8 2,0 2,4 3,2 3,5 -0,8
Die Werte der absoluten maximalen
Lufttemperatur sind in Vrsac von Jänner
bis Mai und von September bis Dezember
höher als in Palic, in den drei Sommermonaten
ist es umgekehrt. Die höheren Werte
der absoluten maximalen Lufttemperatur in
Palid gegenüber Vrsac (von Juni bis August)
sind als Folge des starken Aufwärmens
des Sandbodens in Palid zu deuten.
Die Werte der absoluten minimalen
Lufttemperatur in Vrsac und Palid sind in
der Tabelle 7 dargestellt.
Die Werte der absoluten minimalen
Lufttemperatur sind in Vrsac in allen Monaten,
ausser ih März, niedriger gewesen
als in Palic. Die Differenz hat den grössten
Wert in Jänner. Die niedrigste minimale
Lufttemperatur wurde ia Jänner,u.zw.
am 24. 1. 1963 (-32,6 ) gemessen.Am selben
Tag wurde auch in Palic das niedrigste
Minimum (-25,2 ) gemessen. Auch an
den übrigen meteorologischen Stationen in
der Pannonischen Ebene wurden Werte von
niedrigen minimalen Temperaturen aufgezeichnet
(von -24,0 bis -28,0 ). Daraus
folgt, dass die kalten Lüftmassen gleichzeitig
die ganze Pannonische Ebene Jugoslawiens
überfluten können. Es wurde beobachtet,
dass an diesem Tag eine hohe Antizyklone
sich über die Pannonische Ebene
erstreckt hat, das Wetter windstill,
heiter und neblig und die Bodenoberfläche
mit einer Schneedecke bedeckt war.
Tabelle 7. Absolute minimale Lufttemperatur,
1950-1974
Monate
Stati- I I I I I I IV V VI VIT
onen
Vr -32,6 -31,3 -16,0 -6,1 -2,4 1,4 5,2
Pa -25,2 -26,7 -16,7 -4,0 0,5 2,8 7,5
Diff. -7,4 -4,6 0,7-2,1 -2,9-1,4-2,3
VIII IX X XI XII Jahr
Vr 4,8 -4,2 -8,0 -12,0 -23,9 -32,6
Pa 7,1 -0,4 -5,4 -11,0 -21,4 -26,7
Diff.-2,3 -3,8 -2,6 -1,0 -2,5 -5,9
Die absolute Jahresschwankung der
Lufttemperatur hat in Vrsac den Wert 71,4
und in Palic 66,3 C. Auf Grund dieser Daten
folgt, dass die Kohtinentalität des
Klimas in Vrsac grösser als in Palic ist«
4. DER NIEDERSCHLAG
Die Mittelwerte der Niederschlagshöhe
in Vrsac und Palid sind in der Tabelle
8 dargestellt.
Tabelle 8. Mittlere Niederschlägshöhen,
1950-1974
Monate
Stati- I I I I I I IV V VI VII VIII
onen
Vr 41 43 gl 51 71 82 69 63
Pa 34 33 2?_ . 43 53 §9_ 59 46
Diff. 7 10 4 8 18 13 10 17
IX X XI XII Jahr
Vr 40 43 54 58 646
Pa 36 34 52 50 536
Diff. 4 9 2 8 110
Die grössten Niederschlagshöhen
sind in Juni, die.kleinsten i.nMärz zu
verzeichnen. Eine solche Jahresverteilung
ist in beiden Orten zu bemerken. Dies ist
das kontinentale, bzw. das mitteleuropäir.
sehe Niederschlagsregime, Vujevic(1953),
aber etwas verändert. In allen Monaten
wurde in Vrsac mehr Niederschlag als in
Palic gemessen. Die Differenz der Monatsmittelwerte
zwischen den beiden Orten
ist die grösste iR Mai und August, ferner
in Juni, und am kleinsten in November.
Nach unserer Meinung, üben die Karpaten,
die sich östlich von Vrsac erstrecken,
einen Einfiuss auf die Erhöhung des

-142-
Niederschlags in Vrsac gegenüber Palid
aus, und zwar besonders in den Sommermonaten,
Wenn an den Westhängen der Karpaten
sich die adiabatische Abkühlung der Luftmassen
bildet, welche mit der NW-Strömung
erscheint.
5. ÜBRIGE KLIMAELEMENTE
Die Werte der übrigen Klimaelemente
für Vrsac und Palid unterscheiden sich
sehr wenig voneinander. Deshalb wird hier
nur ein grober Überblick über die Dauer
des Sonnenscheins, die Bewölkung und die
relative Luftfeuchtigkeit für die zwei
Orte gegeben.
Die Sonnescheindauer ist in beiden
Orten in Juli am grössten (291 bzw. 292
Stunden), in Dezember am kleinsten (56
und 52 Stunden) uhd die .Jahressumme ist
2067 und 2077 Stunden. Infolge der geringen
Bewölkung in August treten die grössten
Werte der relativen Sonnenscheindauer
in Vrsac und Palic im Ausmass von 64 %,
bzw. 65 % auf und die kleinsten in Dezember
von 19 % bis 20 %. Die relative Son.-
nenscheindauer ist für das Jahr in beiden
Orten 44 %.
Die grösste Bewölkung ist in Dezember
und die kleinste in August. Dies entspricht
der relativen Sonnenscheindauer
nur im entgegengesetzten Sinn. Sonst sind
die Werte der Bewölkung für die beiden
Orte fast gleich, nämlich in August 39 %
und 38 %, Dezember 77 % und 76 % und im
Jahr 58 % und 57 %.
Auch die Monatsmittelwerte der relativen
Luftfeuchtigkeit sind in Vrsac
und Palic sehr ähnlich. Der kleinste Wert
ist in Juli (66 %) und der grösste in Dezember
(81 % und 88 %). Der Jahresmittelwert
ist in Vrsac 71 % und in Palic 75 %.
6. REFERENZEN
Milosavljevic M.,Einfluss der Transsylvaner
Alpen auf die
Struktur des östlichen Windes
in der Pannonischen E-
bene.Berichte des Deutschen
Wetterdienstes Nr 54,Offenbach
a.M. 1959
Milosavljevic M.,Der Wind"Koschawa"
im östlichen Teil Jugoslawiens.Local
Wind Bora,edited
by M.M. Yoshino,University
of Tokyo Press,1976
Vujevic P., Podneblje FNR Jugoslavije(Das
Klima von FNR Jugoslawien),
Arhlv za poljoprivredne
nauke, sv.12,Beograd
1953.
Auf Grund der angeführten Daten
Vrsac und Palic kann man folgende Schlüsse
ziehen:
1. Die vorherrschende Luftströmung
kommt in Palic aus dem Nördwesten und
in Vrsac aus dem Südosten und Süden.
Auch die Windgeschwindigkeiten sind in
Vrsac viel grösser als in Palic.
2. Die Temperaturdifferenz beider
Orte, welche infolge der Lage der beiden
meteorologischen Stationen erscheint,
ist aus allen Temperaturparametern zu
sehen.Die Monatsmittelwerte der Lufttemperatur
und der mittieren maximalen
Temperatur sind im Laufe des ganzen Jahres
in Vrsac höher als in Palic. Auch
die Monatsmittelwerte der minimalen Temperatur,
die Werte des absoluten Maximums
sind im Laufe des Jahres grösstenteils
höher in Vrsac als in Pälic, mit
Ausnahme von ein paar Monaten bei jedem
Parameter, wo es umgekehrt ist.
3. Die Kontinentalität des Klimas ist
ih Vrsac viel grösser als in Palic.
4. Die durchschnittliche Niederschlagshöhe
ist in allen Monaten in Vrsac
höher als in Palid, und die Jahreshöhe
ist in Vrsac 646 mm und in Palic 536 mm.

-143-
551.524.32(234.3)
LE PRINTEMPS DANS LES ALPES :
ETUDE DU RECHAUFFEMENT DES TEMPERATURES
GLseLe ESCOURROU
UnLversLte de PARIS VIII
PARIS, FRANCE
Abstract We have trLed to fLnd out hom the
temperatures Ln the ALps Lncreosed Ln SprLng.
After o brLef stud^ of the temperoture Charts of
the LnterLor of the choLn, the examLnatLoh of the
fLuctuatLons. betmeen the moxLma and the mLnLma
of numerous ueother statLons has Led us to determLne
the var^Lng LnfLuence of the aLtLtude, of the:
sLtuatLon and of LocaL condLtLons.'
Resume Nous avons eherche 8 savoLr comment Les
temperatures se r§chauffatent dans Les ALpes ou
cours du prtntemps. Apres une etude sommoLre de
La repartLtLpn des temperatures a L'LnterLeur de
La chaCne, L'examen des vorLatLcns des mLnLma et
des mdxLmo de nombreuses statLons meteoroLogLques
a permLs de determLner L'LnfLuence varLabLe de
L'aLtLtude, de La sLtuatLon et des CondLtLons
LocaLes.
). INTRODUCTION
Comment se re.chauffent Les temperatures dans
Les ALpes, du DauphLne fransaLs 8 L'AutrLche 7
Pour repondre 8 cette questLon, nous n'ayons pas
choLsL Les normoLes de temperoture souvent etabLLes
de fagon dLfferente d'un pou.s 8 L'autre et
obtenues, parfoLs, 3 L'oLde d'extrapoLotLons.
Nous avons utLLLse Les reLeves de cLnq annees :
1970-1974, quL permettent, 5 notre avLs, une
comparoLson pLus voLobLe. De meme, nous avons
etudL3 sepor§ment Les mLnLma et Les moxLma, car
ces deux s^rLes de yoLeurs ne suLvent pas Les
memes vorLotLons d'un LLeü 5 L'autre.
L'Lmportance des mLcrocLLmats rLsque de masquer
Les caracteres communs susceptLbLes d'exLster
pour L'ensembLe de La chatne. Pour LLmLter
ce rLsque, nous avons compare Les statLons
sLtu^es 8 La meme aLtLtude en tenant compte du
sLte.
Le sujet etant tres vaste, nous avons sLmpLement
LndLque Les prLncLpaux caracteres quL
apparaLssent.
2. REPARTtTION DES TEMPERATURES AU PRINTEMPS
Avant d'etudLer Le rechauffement des temperatures,
LL est bon d'exomLner sommoLrement La
repartLtLon des mLnLma et des moxLma dans Les
ALpes au cours des troLs moLs : Mars, AvrLL, MaL.
2.I. Les mLnLma de temperature
L'LnfLuence des mLcrocLLmats est bLen pLus
Lmportante que partout qLLLeurs. Les fonds de
vaLLee dans LesqueLs L'aLr froLd s'accumuLe ont
des mLnLma beaucoup pLus rLgoureux, maus ce
phenomene tend 8 decrottre de Mors 8 MaL, avec
Le rechauffement des temperatures. Par exempLe,
DAVOS, dons La vaLLee, ä 1586 metres, est beaucoup
pLus froLde qu'AROSA, sLtüee sur un repLqt.
La meme dLfference exLste entre St-MORITZ et
HOCHSERFAUS, sur un versant :
Mars AvrLL MaL
DAVOS 1586m -7°2 -3*4 1"4 fond
AROSA 1818m -6°2 -3°2 1°6 versant
St-M0R!TZ 1880m -8°° -4°7 0°6 fond
HOCHSERFAUS 1816m -6°7 -3°4 1°4 versant
C'est un des caracteres Les pLus marquants de
La repartLtLon des temperatures. Pour cette räLson,
Les statLons 5 L'exterLeur sont moLns froLdes que
ceLLes de L'LnterLeur, pLus encoLssees :
SALZBÜRG 445m - 0°8 Mars, 3°1 AvrLL,7°6 MOL
BAD REIGHENHALL 455m - 2°3 " 2°5 " 6°9 "
La proxLmLte d'un Lac renforce cette tendance :,
MONTREUX 408m 1°4 Mars, 4°8 AvrLL 9°4 MaL
GMUNDEN 432m 1° " 4°2 " 8°5 "
A L'LnterLeur de La chatne, dans Les statLons
Les pLus basses, on note une dLmLnutLon des temperatures
d'Ouest en Est quL va en s'attenuant de
Mars 8 MaL :
St-AUBAN F 459m 1°7 Mors 4°9 AvrLL 8*.4 MaL
SION CH 542m 0°8 " 4°7 " 9°3 "
CHUR CH 582m 0°6 " 3°9 " 8°4 "
FELDKtRCH A 441m -1°1 " 3°1 " 7°7 "
INNSBRUCK A 598m -1°5 " 2°6. " 7°5 "
KUFSTEIN A 508m -1°3 " 2°5 " 7°3 "
ZELL-am-ZIL. A 585m .-3°7 " 1°1 " 5°7 "
A mesure que L'on s'eLeve, ce phenomene s'attenue
; L'LnfLuence des mLcrocLLmats augmente.
SeuLes Les pentes merLdLor.oLes sont pLus chaudes
(MONTE BRE au-dessus de LUGANO) :
VI LLARS-de-L.F 1050m -4°1 Mors -0°8 AvrLL 4°4 MaL
LUS-La-C.H. F 1037m -3°6 " 0°2 " 4°6 "
ENGELBERG GH 1,015m -?3°8 " 0°1 " 5° "
GUTTANNEN GH 1055m -2°3 " 1° " 5°9 "
HOHENPEISSENBERG
D 986m -1°6 " 1°3 " 5°9 !'
PERTISAU A 945m -4°6 " -0°3 " 4°1 "
DOLLACH A 1025m -4°2 " 0°3 " 4°6 "
Les vorLotLons o aLtLtude egoLe peuvent etre
Lmportantes, Dans Les statLons que nous ovdns 6tudLees
(une dLzaLne envLron par nLveau sauf audessus
de 1900 m§tres), eLLes apparaLssent oLnsL :
NLveau Mo r s AvrLL MaL
400 3 600 m 1°7 6 -3°7 4"9 o 1°1 9°4 5 5°7
900 a 1100 m -1°6 5 -5°9 1°3 6 -0°8 6°6 o 2°2
1400 6 1600 m -4° 5 -7°2 1°9 o -3°4 3°7 ö 1*=4
1700 a 1900 m -5°2 5-10°4 -2°4 ä -5°2 2°4 o 0°1
2200 a 2500 m -8°1 6 -9°5 -5"1 o -6°8 -1°6 3 0°2
Nous n'avons pas note Les statLons domLnont
Lo PLoLne du PO en ITALIE, quL sont pLus chaudes.
Nous n'LnsLsterons pas davantage sur cette dLmLnutLon
hormoLe, assez r6guLLere, de La temperature
avec L'aLtLtude.
2.2.. Les mäxLma de temperature
ILs sont proportLonneLLement pLus contrastes.
A aLtLtude egoLe, Les temperatures varLent oLnsL:
NLveau Mars AvrLL MaL
400 3 60Om 12°8 3 8°8 16°4 8 12°2 20°9 3 17°1
1060 6 1100m 8°3 3 3°4 13°1 8 8°3 18°6 8 12°7
1400 8 1600m 4°1 8 0°4 7°7 8 3°2 13°3 3 8°5
1700 8 1900m 2°7 8 -0°4 6°1 8 1"7 11° 8 6°7
2200 8 2500m -3°7 6 -5°1 1°7 8 -0°5 4°4 3 3°3

-144-
ALors qu'LL exLste de 11 B 12° d'ecart entre
te mLnLmum Le pLus eLeve et Le pLus bas, La dLfference
atteLnt 18° envLron pour Les moxLmo. GecL
s'expLLque oLsement : L'aLr froLd s'affaLsse dons
Les fonds et Le gradLent thermLque est pLus Lmportont
dans L'aLr chaud..
En Mars surtout, La partLe occLdentaLe et
merLdLonaLe, en bordure de Lo chatne, est pLus
choude. MoLs LL n'exLste pas de degradotLon r§-
guLLere des moxLma d'Ouest en Est, comme pour Les
mLnLma dans Les regLons Les pLus basses, & L'LnterLeur
de La chatne :
St-AUBAN (statLon
qssez merLdLonaLe 1.2°8 Mors 16°4 AvrLL 20°9 MaL
SION 11°2 " 15°9 " 20°9
CH!JR 9°8 " 13°5 " 18°6
FELDKIRCH 8°8 " 13° " 1,8°2
INNSBRUCK 9°8 " 13°9 " 19°2
KU!STEIN 8°9 " 13° " 18°1
ZELL-om-ZILLER 9°1 " 13°6 '! 19°
BRUCK A 485m 9°5 " 13°6 " 19°4
KLAGENFURT A 451m 7°2 " 13°6 " 19°3
En effet, bLen des statLons Lorsqu'eLLes
occupent une posLtLon favorobLe comme SION dans
Le VoLaLs ou INNSBRUCK sont rechouffees por Le
FOEHN dont Le maxLmum de frequence se sLtue entre
15 et 18 heures. IL exerce une LnfLuence pLus
grande sur Les maxLma que sur Les mLnLma. L'ortentatLon
des voLLees joue donc un r6Le prLmoi—
dLaL.
A La dLfference des mLnLma, Les maxLma sont
pLus SLeves dans Le fond des voLLees que sur Les
versants :
AROSA 0°6 Mars,, 3°5 AvrLL 8°5 MaL
HOCHSERFAUS 1°8 '' 4°6 " 9°7 "
ST-MORITZ 2°7 " 6°1 " 11°
DAVOS, o uhe aLtLtude LnferLeure, est pLus choude:
3°6 Mors 6°7 AvrLL13°3 MaL
Surtout 3 portLr d'AvrLL, Le Sud de Lo chatne
a des temperatures pLus eLevees que La partLe
Nord.
SALZBURG 445m 9°4 Mars 13°1 AvrLL 18°4 MaL
Kt-AGENFURT 451m 7°2 " 13°6 " 19°3
ENGELBERG 1015m 5° " 8°9 " ' 14°
ROBBIA 1078m 7°1 " 10°8 " 15°4
WENDELSTEIN 1832m -0°4 " 1°7 " A°7
VENT 1904m 0°4 " 4° " 9°4
L'LnsoLotLon pLus forte, La borrLere opposee
aux masses d'oLr froLd arctLque expLLquent ce
phenomene. iL sembLe que Les maxLma de temperoture
d'une statLon soLent pLus sensLbLes äux
LnfLüences exterLeures, LLees 3 L'arrLvee de
masses d'atr LocaLes comme Le foehn, ou pLus
LoLntaLnes, que Les mLnLma davantage LL6s 3 La
pLace de La statLon sur Le versant..
3. LE RECHAUFFEMENT DES TEMPERATURES
Nous avons eherche 3 voLr sL une LdentLte
exLstaLt entre La repartLtLon des temperatures
dons La chatne et Le rechauffement, c'est-3-dLre
L'ougmentatLon des mLnLma et des maxLma chaque
mots par rapport äu precedent. Or, un certoLn
nombre de dLfferences sont opparues.
3.I.
Le rechouffement des mLnLma
Les vorLotLons d'une statLon 8 L'autre du
rechouffement sont moLndres que ceLLes des temperatures
:
400- oOOm 0 3 2°2 Mors 2°5 3 4°9
900-11;00m 0 3 1°6 " 2°9 3 4°5
1400-I600m 0°7o1°o " 2°7 3 3°3
1700-1900m 0°431°5 " 2°3 3 5°2
2159-3106m 0°9o1°2 " 2°3 a 3°
JUNGFRAUJOCH 1°3 " 1°5
Avr.3°5 3 4°9 MaL
" 3"3 o 5°3
" 4°13 5°2
" 4°8 3 5°3
" 5° 35°3
3°4
. A queLques exceptLons pres, Les vorLotLons
dLmLnuent avec L'aLtLtude. C'est en ovrLL qu'eLLes
sont Les pLus Lmpcrtartes. Une des expLLcotLons
possLbLes est L'epaLsseur varLabLe de La neLge
recouvrant Le soL. Tant que ceLLe-cL est grande,
Le rechouffement parott pLus fatbLe, vorLe moLns
en fonctLon de L'orLentatLon (haute montagne,
vorLotLons pLus föLbLes en Mors oü La neLge recouvre
La montagne sauf dans Les pdrtLes Les pLus
basses, et en MaL oü La neLge a en grande partLe
dLsporu sauf ou-deL3 de 2000m). Prenons ün
exempLe : Le rechauffement en AvrLL de queLques
statLons sLtuees entre 1700 et 1900 m :
rechouffement Nbre de jours de neLge
couvrant Le soL
AvrLL MaL
WENDELSTEIN D
AROSA CH
HOCHSERFAUS A
ST-MORITZ CH
VENT A
BEVER- CH
2°3
2°9
3°2
4°2
4° 5
5°2
29,8
27,4
24,6
8,8
23,4
20
?2,4
16
11,6
0,4
8,2
'3,6
A L'exceptLon de St-M0RITZ,, Le rechauffement
varLe comme Le nombre de jours ou La neLge couvre
Le so L.
En Mars
IL augmente d'Est en Ouest dans Les partLes
basses (LL est Legerement pLus fort dans Les
VoLLees LnterLeures oü söuffLe Le foehn) . A port-Lr
de 800 m, cette portLcuLarLte cesse.
ALtLtude 400 3 600 metres :
LE p;IN
MONTREUX
BREGENZ
SALZBURG
GMUNDEN
F
CH
A
A
A L'LnterLeur de La chatne
St-AUBAN F
SION CH
CHUR GH
FELDKIRCH A
INNSBRUCK A
KUFSTEIN A
ZELL om ZILLER
A
rechauffement en Mors
ALtLtude 700 3 800 metres
VAUJANY F
HORN
D
GARM1SGH D
ZELL am SEE
ALtLtude 800 3 900 metres :
ENTRAIGUES F
LA MURE F
0BERBSD0RF D
ALtLtude 900 3 1000 metres :
VILLARS DE LANS F
ENGELBERG CH
HOHENPEISSENBERG D
PERTISAU A
DOLLACH A
ALtLtude 1400 3 1600 m&tres
BESSE F
St-CHFI STOPHE EN Ol SANS F
MONTANA CH
RtGJ
CH
DAVOS CH
FEUERKOGEL A
ALtLtude 17QQ 3 1900 metres
LA SALETTE F
AROSA. GH
St-MORITZ CH
HOCHSERFAUS A
WENDELSTEIN D
VILLACHERALPE
GUETSGH OB ANDERMATT
2159m
2287m
0°1
0°9
1°3
1°6
1°8
0°4
1°4
1°3
0°8
1°6
1°2-
1°5
0°1
0°8
1°
1°8
0°6
0°6
0°4
pos de rechouffemnt
1°
1°6
1°2
1°1
1°6
1°2
1°1
1°2
1°
0°7
1°3
1°1
1°4
0°4
1°5
1°1
0°9

GRAND-ST-BERNARD
ZUGSPITZE
SONNBLtCK
JUNGFRAUJOCH
2472m
2960m
3106m
3572m
1°1
!°2
1°1
1°3
Cette varLotLon est beaucoup pLus faLbLe que
ceLLe des temperatures et tLent peu compte des
mLcrocLLmats. Remarquons, por exempte, que La
varLotLon est La meme ö MONTANA, au RIGI, 5 DAVOS,
3 AROSA, statLons dans des sLtes pourtant bLen
dLfferents I
L'LnfLuence de L'aLtLtude est nuLLe.
Dans La partLe merLdLonaLe, Le rechauffement
est pLus Lmportant :
BEVER :1711 m 2°
ROBtA :1078 m ..... 2°1
BRUCK AN DER MUR
KLAGENFURT
485 m ..... 2°2
451 m 2°2
-145-
En resume, ou moLs de Mors, Le Sud se rechouffe
pLus rapLdement. ALLLeurs, ou-dessous de 800 m
Les temperatures augmentent pLus vLte d'Est en
Ouest. Au-dessusi 3 queLques exceptLons pres, Le
rechouffement est unLforme, entre 1° et.1°3, Le
pLus frequemment.
En AvrLL
Ce moLs-cL, Le rechauffement est superLeur 3
CeLuL de Mars. MoLs des changements Lmportants
appardLssent :
- 3 L'exceptLöh de La bprdure qccLdentoLe ou
Le rechauffement reste LnferLeur, LL n'exLste
guere de dLfference entre Le Nord et Le Sud ou
L'Est et L'Ouest :
BAD REICHENHALL : rechauffement 4°8
KLAGENFURT : " 4°4
- L'aspect Le pLus caroct&rLstLque est La
varLotLon dLfferente du rechouffement dans Les
fonds de vaLLee et sur Les versants ou sommets.
Dans Le premLer cäs, qüeLLe que soLt L'aLtLtude,
Le rechauffement est 3 peu pres sembLabLe :
4° en moyenne.
ST-MORITZ ... 4°5
BEVER ...........^. .. 5°2
PER.TISAÜ 4*3
ENGELBERG 3°9
SION ............. 3°9
INNSBRUCK ,. 4°1
ZELL AM ZILLER 4°8
Nous pourrLons muLtLpLLer Les exempLes« Une
seuLe statLon de fond de voLL§e o un rechauffement
moLndre : DAVOS 2°8. L'LnsoLotLon g est
LnferLeure : 13 heures de motns en mouenne qu'3
St-M0R)TZ, L'orLentatLon est peu favorobLe et Les
versants boLses sont assez redresses. MaLs, meme
dans ce cas, on trouve Le rechouffement superLeur
du fond por rapport au versant :
Comme nous n'avons pas trouve La moyenne des
mLnLma pour WEISSFLUHJOCH eh 1970, nous avons
retenu sLmpLement quatre annees : 1971 ^ 1974
Rechouffement en
DAVOS WEISSFLUHJOCH
1586 m 2672 m
Mars 1°1 1°
AvrLL 3°7 2°6
MaL - 4°7 4°1
L'^voLutLon est La mSrne que ceLLe d'autres
statLons :
GARMISCH-PARTENKIRCHEN ZUGSPITZE
719m
2960m
Mors
AvrLL
MaL
Mars
AvrLL
MaL
1 o 1 °
4° 2°5
4°7 5°4
1°6 1°1
3°9 3°1
4°5 4°8
Dans tous Les cos, L'ecart maxLmum entre fonds
et versants survLent en AvrLL.
Le rechouffement des versants, LüL, depend de
L'aLtLtude : LL augmente avec La dLmLnutLon de
L'aLtLtude :
2°5 pour JUNGFRAUJOCH
2°8 en moyenne entre 1700 et 2500 metres
3°1 vers 1300-1500 metres
3°9 vers 1000 metres
Au-dessous de ce nLveau, La dLfference entre
fonds et versants est medLocre.
BLen que Le phenomene soLt dLffLcLLe 3 d6ceLer
en roLson du petLt ngmbre de statLons sLtu§es 3
haute pLtLtude sur Les versants, LL sembLe bLen
que Le Sud et L'Est se rechouffent pLus rapLdement
que Le Nord ou L'Ouest :
HOCHSERFAUS A ..... 3°2
WENDELSTEIN D . 2°3
MONTANA au Sud
RIGI au Nord ..
3°1
2°7
Cette portLcuLorLte deceLSe en Mors, surtout
dons Les partLes basses de La chatne se retrouve
en AvrLL prLncLpoLement sür Les versants au-dessus
de 900 metres ; mats Le phenomene Le pLus representatLf
reste L'opposLtLon entre Le rechouffement
des fonds de voLLees et des versants.
En MaL
Le rechauffement est assez untforme, envLron
4°7. C'est 5 peLne sL nous pouvons deceLer une
Legere ougmentatLon dvec L'aLtLtude :
400 5 60.0 m ..... 4°5
600 3 900 m 4°6
900 3 1000 m 4°7
1400 3 1600 m ..... 4°7
1700 3 1900 m 5°
2100 3 2500 m 5°2
maLs 3°4 3 JUNGFRAUJOCH !
CertaLnes statLons, sur Les versants, en
bordure de Lo chatne ont un moLndre occrotssement
de temperature :
RIGI : 4°1
HOHENPEISSENBERG : 3°6
Les fonds de vaLLee paroLssent qyoLr un
rechauffement Leg&rement superLeur 3 ceLüL des
versants, moLs Lo dLfference est bLen moLndre
qu'en AvrLL :
LA MURE F : 5°2
OBERSTDORF D : 5°2
ZELL AM SEE A : 5°
Ces petLtes vorLotLons sont LnfLmes. C'est
surtout sur L'unLformLsatLon du rechouffemcrt
qu'LL faut LnsLster.
3.2 Le rechauffement des moxLmo
IL n'est pas LdentLque 3 ceLuL des mLnLma.
En Mars
IL est pLus Lmportant et surtout pLus varLabLe
d'une statLon 3 L'autre.
Une premLere dLfference äpparott : L'LnfLuence
de L'aLtLtude devLeht prLmordLaLe. L'accrotssement
des temperatures otteLrt :
400
600
900
1400
1700
2100
600 m 3°8
900 m 3°2
1100 m 2°4
1600 m ..... 2°1
1900 m . 2°2
2400 m ...... 1°5
JUNGFRAUJOCH 0°7
A aLtLtude egoLe, Le rechauffement est pLus
varLabLe d'un LLeu 8 L'autre ; jusqu'3 800 metres,

-146-
LL est LnferLeur dons Le Sud :
St-AUBAN F : 2°6
LE PIN F : 3°2
KLAGENFURT
BRUCK
GMÜNDEN
SALZBURG
A
A
A
A
2°9
3°9
4°6
4°5
Au-dessus, ce phenomene dLsparott. Les fonds
de vaLLee se r§chouffent pLus vLte que Les
versants o L'exceptLon de queLques statLons
comme MONTANA quL sont bLen ensoLeLLL§es et quL
regoLvent un vent chaud :
RIGI : 0°9
DAVOS : 2°1
MONTANA : 3°5
ST-MORITZ : 2°5
AROSA : 2°
HOCHSERFAUS : 2°3
Ce rechauffement n'est pas comparobLe 3
ceLuL, beaucoup pLus Lmportant, des mLnLma en AvrLL
L'LnfLuence du foehn dans Les bosses voLLees
augmente de queLques dLzLemes de degres seuLement
cette varLotLon des temperatures :
4°1 5 SION (foehn)
4° ö INNSBRUCK (foehn)
3°8 3 FELDKIRGH (La statLon est pLus ensoLeLLLee
qu'INNSBRUCK).
En Mars, Les mLcrocLLmats jouent un roLe pLus
Lmportant dans L'occrotssement des moxLma que des
En AvrLL
Le rechouffement est surtout LLe 3 L'aLtLtude
maLs moLns qu'en Mars et avec davantage d'Lrregu-
LarLtes :
400 3 600 m ..... 4°2
600 3 .900 m 4°
900 3 1100 m ..... 3°9
1400 3 1600 m 3°5
1700 3 1900 m ..... 2°7
2100 3 2400 m ..... 3°2
JUNGFRAUJOCH 2°8
Les vorLotLons 3 chaque nLveau, 3 queLques
exceptLons pres, sont foLbLes maLs ne s'expLLquent
pas facLLement 3 cause de L'LnteractLon de nombreuses
LnfLuences dont nous cLterons queLques
exempLes :
Les statLons soumLses au.foehn se rechauffent
davantage : sa frequence est La pLus grande en
AvrLL :
SION . 4°7
GHUR 3°7
INNSBRUCK A ... 4°1
ROSENHEIM D ... 3°6
La proxLmLte de Lacs sembLe egaLement etre
benefLque :
MONTREUX 4°4
BREGENZ 4°3
GMUNDEN .. 4°1
ZELL AM SEE ....... 4°5
RIGI 3°6
St-MORITZ 3°4
Lo duree de L'LnsoLotLonLntervLent egaLement
moLs de facon moLns marquee. VENT por exempLe, o
un accrotssement de temperoture superLeur 3 ceLuL
de HOCHSERFAUS maLs est pourtant un peu moLns
ensoLeLLLe.
Les portLes en bordure de La chatne,.o
L'Ouest et au Nord, ou Les statLons quL resoLvent
un aLr de Nord ont un rechauffement moLndre :
BAD REICHENHALL D 3°9
KUFSTEIN
St-BAUDtLLE
AUTRANS
FEUERKOGEL
REIT IM W.
HORN
OBERSTDORF
3°7
3°1
3°2
2°8
3°5
3° 4
3°5
Toutes ces dLfferehces LLees ou mLcrocLLmat,
3 La sLtuatLon dons La chatne, 3 L'exposLtLon
sont beoucoup pLus Lmportantes en AvrLL qu'au
cours des autres moLs du prLntemps.
400
600
900
1400
1700
600 m 5°2
900 m 5°4
1100 m ..... 5°3
1600 m 5°4
1900 m 5° 3
JUNGFRAUJOCH 5°
Sur Les 64 statLons etudLees, L'ecort-tu,p€
est faLbLe : 0°4.' Une seuLe, LA SALETTE, a
1770 metres, sLtuee pres d'un coL, oü Sud du
DauphLne, a un rechouffement egaL o 7° ; MaL
correspond, dans ce cas, o La dLsparLtLon de La
neLge et vroLsembLobLemcnt oussL, 3 L'orrLvee de
En MaL
Le rechauffement est Lndependant de L'aLtLtude
masses d'oLr merLdLonoL. Toutes Les autres statLons
ont uhe ougmentotLon de temperature comprLse
entre 4°4 et 6°1.
Les vorLotLons sont trop faLbLes pour que
L'on puLsse dLstLnguer des tendances bLen
precLses.
4. C0NCLUSI0N
Ces resuLtats ont ete obtenus avec Les
VaLeürs des annees 1970-1974. IL est possLbLe
qu'LLs soLent un peu dLfferents pour une perLode
pLus Longue. Le poLnt essentL.eL que nous avons
eherche 3 mettre en vaLeur c'est L'unLformLte
reLatLve des vorLotLons du rechouffement par
rapport 5 ceLLes des temperatures. Cette sLmpLLfLcatLon
permet de mLeux reconnattre Les eLements
qu.L jouent un rSLe sur L'aügmentatLon des temperatures
comme L'epoLsseur du manteau heLgeux., Lo
dLfference entre Les fonds de vaLLee et Les vei—
'sants,, L'Lmportance varLabLe de L'exposLtLon en
fonctLon de L'aLtLtude .... Autant de facteurs
qu'une etude pLus detoLLLee ppurroLt mettre en
vaLeur.
5. BIBLIOGRAPHIE
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MeteoroLogLe ZÜRICH N° 96, 16 p.
GUI TER J. 1975. CLIMÄTÖLOGIE COMPAREE DE
QUELQUES VALLEES ALPINES PYRENEENNES.
Revue de GeographLe aLpLne.
Tome 3 po379-391
PRIMAULT B. 1964. LES DATES D'APPARITION
DU PRINTEMPS EN SUISSE.
AnnoLen der .Schtue.LzerLschen MeteoroLogLschen
ZentraLonstoLt pp5/5/10

-147-
551.524.3:551.576(234.3)
TEMPERATURE AND CLOUDINESS
CORRELATION IN THE REGION OF ALPS
Nadegda Sinik
Hydromet e orologi cal Institute
Zagreb, Yugoslavia
Abstract Long series of climatological
data at Zagreb (Yugoslavia) and at Basel,
Lugano and S&ntis (Switzerland) indicate
a similar climatic temperature fluctua -
tions. The temperature regimes at these
localities have varied under an influence
of cioudiness.
1. INTRODUCTION
Global climate investigations are
based upon a balance of heat energies ,
which constitute a climate. Värioüs planetary
models change exterhal parameters (usually
the solar constant) to find out the
resulting change of a global climate, e.g.
Budyko (196°), Wetherald and Manabe (1975).
During the last deeade a growing
attention has been given to the influence
of cioudiness upon the hearground temperature
in a climatic equillibrium, e.g.Manabe
and Wetherald (1967), Schneider (1972)
etc. According to the parameterization of
feed—back processes between the surface
temperature T and the cioudiness N in global
climatic models, clouds amount makes a
negative and clouds height a positive
feed-back mechanism. Schneider (1972) men—
tiones that according to the parameter
J = 51?
(Q- global radiation, 1= longwave radia -
tion of Earth, N= cioudiness), there exsists
a possibiüty of a positive influence
of cloudiness^upon the surface temperature
north of 4ß N in January ("depending
upon local albedos of clouds and the
ground").
Planetary climate modeling cannot be
direety applied to local climates and to
local climatic fluctuations, which are
strongly infiuenced by the general atmosphere
circulation ahd the associated pressure
distributions, e.g. Bryson (1968) .
S t i l l , "global" experiences and results
might help to explain some local climatic
features.
2. LOCAL TEMPERATURE AND CLOUDINESS
CORRELATION
Some investigations of climate fluctuations
at Zagreb (

-148-
A eiimatie equillibrium temperature
will follov a global radiation change with
cioudiness in the ease of
ll tdQ tdN !
I
I f this is not a case, then last ^ laii]
IdN! ^ IdNl
(temperature normals decrease vith a cioudiness
increase), or the other mentioned
factors must have been invoived.
Generally speaking, eq.(2) helps to
find a physicai Interpretation of real local
climatic fluctuations, vhich are evident
in local climatic data of temperature
and of eloud amoünts. This is particuiariy
helpful vith respect to the cioudiness ,
since the cloud amoünts are, in fact, the
only data vhich can be found in long c l i ­
matic series.
7.0
6.0
SD
tl.O
too
(4)
g 3
ZAGREB
^45*49' X=15°59'E H=157m
3
Fig. 1 -SECULAR VARIATION OF CLOUDINESS N
AND TEMPERATURE T
- annuat means
- 30-yaars averages
In Zagreb, according to the table 1
a positive influence of cioudiness Upon
surface temperature normals during the
last secular period is obvious. That means
that here has prevailed the ünequality
The cioudiness climatic normals at Zagreb
have had an increasing tendency up to the
present time and the associated change of
temperature normals has been in the same
sense (Fig.l).
3. CLOUDINESS AND TEMPERATURE
VARIATION IN THE REGION OF ALPS
Physicai explahations in accordance
vith the eq.(2) can be applied in any region
vhere clouds play an important role
in the formation of ä local climate. Therefore,
and in the frames of this Conference,
i t has been applied to the long series
of temperatüre and cioudiness data
of the folloving localities in the Alps
region :
Basel (u?= 47°33'N,A- 7°35'E,H=317m)
Lugaho(^=46°OO^N, A= 8°58'B,H=276m)
Säntis (^=47°15'N,A =9°21'E,H=2500m)
The procedure of identifying a cioudiness
influence upon temperature climatic
variations is a very simple Ohe. One has
to determine a correlation betveen unfiltered
series of T and N and to compare i t
vith the same type of a correlation betveen
fiitered series. In the same time a
graphicai representation of data illustrates
climatic trends of both elements.
Results for the mentioned stations
are given in the table 2 and the figure 2.
Table 2 - Correlation coefficients
r(T,N) of unfiltered series
(n=1) and of 30-years
averages (n-30)
n=1
n=30
Basel Säntis Lugano
0,45
6,71
-0,34
0,86
-0,18
0,91
The äbpve figures had been computed
by means of every f i f t h data of the annual
mean temperature and cioudiness long series,
prepared by Schüepp (1961, 1963 ).
The correlation coefficients of fiitered
series are significant at 0,01 significance
level and those for n=1 are not significant
.
In spite of the differences amongst
the climates of Basel, Säntis, Lugano ahd
even Zagreb, climatic fluctuations of
their temperature regimes appear to be similar.
They all indicate a high positive
correlation betveen the temperature and
the cioudiness climatic normals vhich can
be explained by means of the equation (2)
as a positive feed-back process betveen
these tvo elements. One can note that the
usual (everyday veather) negative correlation
betveen T and N of unfiltered series,
vhich seems to be s t i l l embodied in annual
means, changes to a positive correlation
in a climatic equillibrium, represented
by long-term averages.

-149-
The cioudiness increase in the whoie
region of Alps is accompanied by an increase
of temperature normals which that
yay inciude Alps into a general increase
of temperature in Europe, connected with
a prevailing meridional type of the general
circulation, e.g.Lamb (1975). I f the
resulting transport of air masses is accompanied
by an increase of cioudiness, i t
may, according to Sorkina (1975), lassen
the change of the radiative equillibrium
surface temperature when i t is in a cooling
sense.
P7.0
50
9.0
ao
8 S
BASEL

-150-
551.521 .11:551.576.3:551.589.1 (234.3)
DIE BEWOELKUNGSVERHAELTNISSE IM ALPENGEBIET
BEI VERSCHIEDENEN WETTERLAGEN
Max Schüepp
Wal Ii seilen, Schweiz
Abstraet The duration of sunshine is described
and represented in 4 figures for different weather
situations using the system discussed at the 14th
Symposium of Alpine Meteoroiogy at Rauris in 1976.
We distinguish 40 ciasses in 8 groups (3 groups
of convective situations, 4 groups of the advective
type and 1 group of mixed character. Wind
vectors at 500 mbar, pressure gradients near the
ground and height of the 500 mbar-le.vel serve as
parameters for the Classification. They are available
from the numerical forecasts. Many further
studies are necessary to get better forecasts, because
other elements and the history of the Situation
play an important part within the ciasses.
Zusammenfassung Die Einteilung der Wetter- und
Witterungslagen in 40 Klassen, welche an der 14.
Tagung für Alpine Meteorologie in Rauris vorgestellt
wurde, wird in bezug auf die Bewölkung bzw.
die Sonnenscheindauer an Hand von Beispielen besprochen.
Vgl. Fig. 1 - 4 sowie Posteraushang.
Die in Rauris an der 14. Tagung für Alpine
Meteorologie vorgestellte Einteilung der Wetterund
Witterungslagen umfasst 40 Klassen, 8 Gruppen
von je 5 Klassen. Dabei entfallen auf die konvektiven
Lagen mit massgebenden vertikalen, aber verhältnismässig
geringen horizontalen Komponenten
der Strömung 3 Gruppen, die advektiven Lagen mit
bedeutenden Windstärken 4 Gruppen und die Mischlagen
mit sowohl als auch (Vertikal- und Horizontalbewegungen
wichtig) 1 Gruppe. Die Vertikalbewegungen
bleiben auch bei den konvektiven Lagen um
mindestens eine Grössenordnung hinter den horizontalen
Windstärken zurück, trotz den orographischen
Hebungen im Gebirge. Windvektoren, welche wie z.B.
auf dem Jungfraujoch mit einem Winkel von 45 Grad
oder mehr gegen die Horizontale geneigt sind, beschränken
sich auf kleine Gebiete und die untere
Atmosphärenhälfte mit Ausnahme der kräftigen Konvektion
in den Gewitterzellen.
Wir stellen in unseren 4 Darstellungen der
Sonnenscheindauer im schweizerischen Gebiet je eine
Klasse aus 4 der 8 Gruppen vor (Fig. 1-4). Wir
haben im Titel von den Bewölkungsverhältnissen gesprocher),
geben aber in den Figuren nicht dieses
Wetterelement wieder, sondern den Sonnenschein, gewissermassen
das Komplement. Dieser "Ersatz" erfolgte
bewusst im Hinblick auf den allmählichen
Uebergang von der menschlichen Augenbeobachtung zum
automatischen Beobachtungsnetz, in welchem die Feststellung
der Bewölkung recht viel Mühe und Kopfzerbrechen
verursacht, während der Sonnenschein gut,
wesentlich genauer als bisher mit den heute überholten
Campbel1-Stokes-Autographen festgestellt
werden kann.
Mit dem Zusammenhang zwischen relativer Sonnenscheindauer
S in % und der Bewölkung B in %:
(1) S + B = 100 + C
C = Konstante, im Winter ca 0,
im Sommer ca 10
können wir die Sonnenscheindauer als Ersatz für
die Bewölkung verwenden, wobei wir uns bewusst
sind, dass wir nur die Tagesstunden erfassen und
die Nacht ein klimatologisch unerforschtes Gebiet
wird. Wer die Unsicherheit der nächtlichen Bewölkungsschätzung
kennt, weiss, dass der bisherige
Zustand durch die aktuelle Entwicklung nur wenig
und voraussichtlich nur temporär verschlimmert wird,
bestehen doch Aussichten, dass auf dem Umweg Uber
Strahlungsbilanzmessungen eine brauchbare Erfassung
der Nachtbewölkung in absehbarer Zukunft zur Verfügung
stehen dürfte.
Aus diesen Erwägungen empfiehlt es sich, auch
für die klimatologischen Grundlagearbeiten sich
auf die Sonnenscheindauer zu stützen:, wobei nur
die Schwierigkeit besteht, dass in früheren Jahrzehnten
in manchen Landesteilen ein genügend dichtes
Netz von Autographen fehlte, weil der Sonnenschein
nur als "Kurelement" an bestimmten bioklimatisch
wichtigen Orten sowie an den klimatologischen
Hauptstationen bestimmt wurde. Da wir uns
hier auf die Nachkriegsperiode 1945 - 1970 beschränken,
aus der für die Nordhalbkugel zirkumpolare
Höhenwetterkarten zur Verfügung stehen, fällt
dieser Mangel an Messungen nicht stark ins Gewicht.
Dennoch musste von den 12 schweizerischen Hauptstationen
der St. Gotthard ausscheiden,und bei Altdorf
beginnen die Messungen erst mit dem Jahr 1956.
Von den 11 verwendeten Stationen liegen 5 im
Alpengebiet: Sion im Wallis, Altdorf im Reusstal
am zentralen Alpennordhang, beides tiefliegende
Talstationen. Davos in Mittelbünden und Bever im
Engadin sind dagegen in Hochtälern gelegen und die
Gipfelstation Säntis am östlichen Alpennordhang
befindet sich mit 2500 m bereits oberhalb der Siedlungsgrenze.
5 weitere Stationen (Genf, Bern,
Zürich, Basel und La Chaux-de-Fonds) vertreten die
Aipennordseite und das Juragebiet, 1 Station (Lugano)
die Alpensüdseite. Wir erhalten damit zwar
nur ein grobes, aber doch für einen Ueberblick genügend
differenziertes Bild der regionalen Wetterverhältnisse
bei den einzelnen Lagen.
Werfen wir zunächst einen Blick auf die konvektiven
Lagen, von denen hier in Fig. 1 als Vertreter
die Klasse Hp dargestellt ist. Die Unterteilung
in die drei Gruppen H, F und L entsprechend
den vorherrschenden vertikalen Windkomponenten:
Absinken (H), ungeordnete kleinräumige Vertikalzirkulation
(F) und Aufsteigen (L) sollte eigentlich
mit den in den numerischen Kartenanalysen
bzw. -prognosen berechneten M - Werten erfolgen
können, doch sind diese bisher leider nicht einmal
im laufenden Dienst, geschweige denn für die historischen
Karten erhältlich. Wir müssen uns daher
mit Ersatzlösungen begnügen.

SASEL
ZUER!CH
Skaia
SAENTtS Fig. 1
>265 65 99
200-* gg 40-64
des
Gesamt
mitteis
-151-
Sonnenschein-
^
dauer <
GENEV
121 , ' ,
145^ 25-39
Oo
o o
100-t

-152-
Wir verwenden zur Gruppenunterteilung den in
den Prognosenkarten erhältlichen Wert Hg des Höhendrucks
(Geopotential der 500 mbar-Fläche) und teilen
den Schwankungsbereich des Gesamtkollektivs in
Quartile. Werte über dem 3. Quartil werden der
Gruppe H, Werte zwischen dem 1. und 3. Quartil der
Gruppe F, die tiefsten Fälle unter dem 1. Quartil
dagegen der Gruppe L zugeordnet.
Wir stellen bei der Auszählung der Fälle über
das ganze Jahr gemittelt fest,, dass von den 46,5 %,
welche auf die Summe aller drei konvektiven Gruppen
entfallen, die H-Klassen mit 13,4 % etwas mehr als
1/4, die F-Lagen mit 27 X etwas mehr als 1/2, die
L-Lagen dagegen mit 6,1 % wesentlich weniger als
1/4 der Fälle Umfassen. Hohe Hg-Werte treten auf
bei warmen und trockenen Lüftmassen, wie wir sie
beim Absinken vorfinden. Dieses ist somit bei den
konvektiven Lagen vorherrschend, ein Resultat-, das
nicht unerwartet erscheint, sind doch beim Aufsteigen
normalerweise nicht nur vertikale, sondern
auch bedeutende horizontale Strömungen in Bodennähe
vorhanden, so dass wir diese Fälle meist zur
Gruppe X, zu den Mischlagen, zählen müssen.
Zur Dauer des Sonnenscheins zeigt Fig. 1,
dass die H-Lagen zu den Spitzenreitern gehören:
Gegenüber den Mittelwerten des Gesamtkollektivs
finden wir in den Bergen im Winter etwa die doppelte,
im Sommer die 1 1/2-fache Dauer.
Bei den F-Lagon nähern sich dagegen die Werte
dem Gesamtmittel. Noch wesentlich tiefer liegen sie
bei den L-Lagen,, so z.B. bei der verhältnismässig
häufigen Lg-Klasse (südlicher Höhenwind), welche
in allen Jahreszeiten ca. 2 % der Fälle umfasst.
In den Alpentälem finden wir im Winter noch etwa
3/4 des Koilektivmittels:, im Sommer im Westen nur
40 - 50 %, im Osten 30 - 40 %: Der Höhendruck Hg
ist somit nicht nur für die Temperatur, sondern
auch für die Sonnenscheindauer ein guter Prediktor.
Das zweite grosse Teil kollektiv, die advektiven
Lagen mit den 4 Gruppen W, N, E und S, umfasst
zufälligerweise wie die konvektiven Lagen
46,5 %.. Massgebend für die Einreihung ist die Höhenströmung,
wobei aber die 4 Sektoren nicht gleich
gross sind: W umfasst nur die Westströmungen, N
dagegenNW und N sowie die Trogachsen. S setzt sich
aus SW und S zusammen und der E-Sektor reicht sogar
von NE bis SE. Für die Einteilung innerhalb
der Gruppe wird zudem der Höhendruck Hg verwendet
(über- oder unternormal) sowie die Richtung des
Bodendruckgradienten (Boden-Höhe: parallel oder
Winddrehung mit der Höhe).
Von den vier Gruppen seien zwei in den Fig.
2-3 hier dargestellt. Bei den Nord!agen (Fig. 2)
wurde die Klasse mit einer sehr kräftigen Strömung
(Jet mit mindestens 50 Knoten Geschwindigkeit) Nj
gewählt- Sie ist besonders im Winter häufig. Die
Nordlagen gesamthaft bilden mit 1=8 % im Jahresmittel
eine grosse Gruppe und sind der Grund für die
Bevorzugung der Alpensüdseite in bezug auf den Sonnenschein
und die Temperaturen. Eindrücklich ist
bei den Nj-Lagen der grosse Unterschied in den prozentualen
Werten der Besonnung zwischen dem Säntis
(12 - 34 %), Davos (um 50 %), Bever (um 80 %) uhd
Lugano (138 - 156 %)!
Als Gegenstück zur Nordlage folgt in Fig. 3
die Südströmung, beide zusammen das Produkt einer
Meridionälzirkulation mit einem ausgeprägten europäischen
Höhentrog, aber verschiedener Lage der
Trogachse. Wie allgemein bei den advektiven Lagen
überwiegen auch bei der Südströmung die unterhör^
malen Druckwerte in der Höhe. Wir haben in Fig. 3
trotzdem den Fall der Parallel Strömung mit überdurchschnittlichem
Druck (+ Sp) gewählt, welcher
2 1/2 % der Fälle umfasst, bei einem Töte! der Grup
pe von 10,3 %. Die Klasse gibt den Beginn einer
Föhnläge wieder, wenn der Trog noch ziemlich weit
entfernt ist und der antizyklonale Einfluss sich
im Lee des Gebirges entfalten kann (118 - 159 %
Sonne in Aitdorf!). Der Gegensatz zwischen Nordund
Südfuss der Alpen tst im Winter besonders gross
144 % in Aitdorf gegen nur 38 % in Lugano.
West- und Ostströmüngen erscheinen (wie die
F- und L-Lagen beim konvektiven Kollektiv) nicht
in den Figuren, nur im Posteraushang. Bei der West-
Tage, welche 11,8 % der Falle umfasst, zeigen sich
im Sommer etwas übernormaie Beträge an Sonnenschein
am Alpensüdfuss, weil dann in den unteren Luftschichten
häufig eine Nordwestkomponente auftritt,
sonst wiegen aber die geringen Werte weitaus vor.
Die grössten Unterschiede zwischen den Erwartungen
aus dem Bild, das wir meist von der Schulkiimatoiogie
mit uns tragen, und den Werten unserer
Statistik tritt beim kleinen Kollektiv der Ostiagen
auf, welches 6,4 % der Fälle umfasst. Wenn wir von
Ostlagen sprechen, denken wir wohl in erster Linie
an sonniges Wetter, besonders in der warmen Jahreszeit
mit einem massgebenden Hoch im Norden (Blokkierung
der allgemeinen Westströmung) und einem
Mittel meertief. Wir stellen jedoch z.B. bei der
umfangreichsten Klasse der Ostlagen (ParallelStrömung
mit unternormalem Druck: -Ep) fest, dass nur
im Winter der Hochdruckeinfiuss in, den Bergen Überwiegt,
während sonst das über der Roebene befindliche
Höhentief allgemein trübes Wetter bringt.
Glücklicherweise sind diese sommerlichen Ostlagen
(als Folge eines Kaltlufteinbruchs bis ins Mittelmeer)
verhältnismässig selten,, sind doch die Ost^
lagen vor allem Kinder der kalten Jahreszeit.
Wenn wir zum Schluss noch die Mischlagen betrachten
mit insgesamt 7 % Häufigkeit, mussten wir
eigentlich drei verschiedene Unterkollektive darstellen.
Wir beschränken uns aber auf die zwar
kleine, aber in bezug auf den Wettercharakter sehr
extreme Untergruppe der Wirbellagen mit einem Tiefdruckzentrum
im Alpenraum in der Bodehwetterkarte.
Dieser Fall umfasst nur 0,7 %, weil bekanntermassen
Wi rbel Zentren an der Geblrgsbarriere sich entweder
in zwei Kerne aufspalten müssen oder einen Umweg
einschlagen wie z.B. beim V^-Tief.
Fig. 4 zeigt den geringen Sonnenschein dieser
Lage als Gegenpol zu Fig. 1. Im Herbst wird in den
Alpen z.B. grösstenteils nicht einmal die 20 %-
Grenze erreicht,und wir können uns in keinen sonnenreichen
Teil der Schweiz flüchten.
Wir finden somit innerhalb der 40 Klassen
eine reiche Palette von Mittelwerten. Wir konnten
in den Darstellungen nicht auf die Streubreite innerhalb
der TeilkoTlektive eingehen, welche trotz
der Unterteilung immer noch bedeutend ist. Für
prognostische Zwecke müssen daher zusätzliche Untersuchungen
die Gründe für die Abweichungen des
Einzelfalles vom Klassenmitte.l ans Licht bringen.
Strömung und Luftdruck allein charakterisieren eine
Wetterlage nicht vollständig. Andere Parameter und
die Vorgeschichte müssen berücksichtigt werden,
Wenn es darum geht, nicht nur eine allgemeine klimatologische
Uebersicht, sondern einen näheren
Einblick in Einzel!agen zu erhalten, besonders in
den Alpen mit ihren orographischen Effekten. Wir
müssen beides verwerten, langjähriges Studium und
Erfahrung sowie die modernen Hilfsmittel, speziell
die numerische Druck- und Strömungsvorhersäge.

-153-
Skala
/o
des
Gesamtmitteis
>265
200--
145-*
100^
^65-99
^ 40-64
^ 25-39

-154-
551.509.313(498)
THE EXFERIMENTATION OF A BAROCLINIC MÖBEL WITH 5
LEVELS IN THE SOUTH-EASTERN EUROPE, INCLUDING THE
OROGRAPHY EFFECT
I.V. Pescara
Institute of Meteoroiogy and Hydrology
Bucarest, Romania
Abstract A bäroclinie model of five levels
and fiitered equationa numarlcally
integrated in the Computer for a 20 x 24
grid points (d - 381 km), and having a verticai
Ap * 100 mb verticai resoiution.At
each time unit the tJ equation is solved
alternativaly vith the vorticity equation.
The orographie effect ia introduced inthe
model making use of a limit condition for
the(J equation at the 1000 mb level of the
form below;
o

-155-
0 "10=°
100- Zg
200 cug
300 Z7
400 ^6
500 - Z5
600
700 --Z3
800
900 3
1000 ^/7

-156
orographie effect considered, which justifies
its importance. The prediction fulfillmentcoefficient,
^ , shows thät for
the 700; 500 and 300 mb levels,the estimated
valaes of the geopotential field äre
in good agreement with reality.The levels
of 100 mb and 900 mb are less contoured.
By including the orographie effect an deviation
of the forecasted field ia obtained
for the 900 mb level while at the
100 mb level this is, obviously.no longer
the oäse.
In order to pät forth the way the
geopotential field structure is forecasted,
figüre 2 and 3 show the probable maps
D PF
/40
02
55 65 40 30 M )tL _!0?0 30 40 50 60 7065
SS
3?. 292
2?

-157-
740 766
76%
55
60 50 7040 30 20 10 0 10 ZO30 40 SO 6070 70 60
700
7dO
850777^ 5X7975-00/1
204
200
2F
%70
J70
60 60 70 40 30 m )Q Q tO ?0 30 40 50 6070 70 60
20/.
700777Ö 4X7975.-00+ 24/7
292
760
764
740
2P2
A7<
^7.
^/O
3c
50 70 40 30 20tO 0 10 20 30 40SO 6070 70 50
04
26
700/nö 5X.7975.-00/)
J2
^24
290
^04
th
Figure 3. The same aa fig.2 bat for 5
of October, 1975
on the 2*"* and 4*** of October 1975, for
the 850 and 700 mb levela, together with
the real corresponding maps on the following
day.
It is worth remarking that on October,
3, 1975 (fig.2) both at the levels
of 850 and 700 mb the main baric forms have
generally been correctly forecasted, with
same slight departures for the position
of the centera as it is,for instance, the
Greenlahd maximum at both levels or the
depressionary regime in Turkey.The secondary
baric forms are also forecasted with
a Iarge amount of reliability exception
being made for the trough in the north of
Scandinavia which is not put forth at the
850 mb level while at the 700 mb level a
dorsal occurs instead.
Oh the 5*** of October,1975 (fig.3)
the contour linea of the geopotential field
have been better forecasted by the model,
espeeially for the 700 mb level,where both
main baric forms and secondary ones occur
as corresponding reflections on the
prediction map. At the 850 mb level, however
there is a secondary depression In
the Baltic Sea area, which is not emphasized
by the real map. Similarly,the geopotential
maximum situated over Finnland,
appears to have the central nucleus möved
towards the north.
The general remark can be forewarded
with concern to a better aohievementof
the model in the south-east of Europe, on
the one hand due to this region being situated
outside the influence of the errors
generated by the Atlantic Ocean's lack of
information and on the other hand to the
correct consideration of the Iarge scale
orography. This model can be successfully
applied to the Romanian territory in the
daily meteorological forecasting.
4. REFERENCES
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Atmosfernaja baroklinaja model Sialeno
intagrivovanaja elektronoi vy-
Bislitelnoj maSinoi.Meteoroiogy ahd
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2 DONEAUD.A., PESCARU, I.V.
Numerical Forecasting Method Based
on Barotropic Model Including Orography,
14th International Conference

-158-
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September 1976.
3 DONEAUD.A., PESCARU.I.V.
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Large-Scale Divergence Effect with
the Barotropic Model. Studii eiOarcetäri
de meteorologie,I, Bucarest,
1977.
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and Helmholtz Equation Integration,
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pe anul 1971. Bucarest, 1974.
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Zameeanja v otnoSenii vlijania orografii
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na urovne 1000 mb,Meteoroiogy
and Hydrology, Bucarest, 2/1975.
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On Some Meteorological Fieids Automatic
Analysis Methods, Meteoroiogy
and Hydrology, Bucarest, 2/1976.
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Some Initialisation Methods for the
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8 PESCARU.I.V.
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and Hydrology,Bucarest 2/
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9 REUTER, H.
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Wien, New York, 1976.
10 THOMPSON, Ph.D.
Numerical Weather Analysis and Prediction,
The Macmillan Company, New
York, 1961.
11 x x x
Technical Note No.120, WMO, No.303,
1972.

-159-
551.509.313:551.511.6
A ONE-LAYER MODEL FOR EDDY DIFFUSIVITY PROFILES
USING FIELD DATA
Gene L. Wooldridge
Utah State University
Lqgan, Utah, U.S.A.
Abstract A method is presented to enable the calculation
of the verticai eddy diffusivity coefficient
for momentum as a function of height. The
method employs field data which may be obtained
from properly instrumented towers or tethered balloons.
The friction veiocity derived from these
data strongly affects the lower levels of the
diffusivity coefficient profile. The geostrophic
wind speed significantly influences mid- and upper
levels of the profile. A stability parameter in
the formuiation is evaiuated for a number of profiies,
indicating a trend which depends on atmospheric
stability.
1. INTRODUCTION
The requirements for environmental impact
assessments of proposed sites for Iarge ihdustrial
complexes änd electrica! energy producing piants
over the past few decades have increased the interest
in the dispersive capability of the atmosphere
at these sites. The rate of solar heating
of the Earth's surface, the momemtum of upper level
winds, the topographlc features, the atmospheric
stability, änd the roughness characteristics of
Vegetation and structures combine tp determine the
circulation patterns and turbulence characteristics
which transport and disperse atmospheric aerosols.
As the number and magnitude of the industrial and
power-generating piants increase, i t becomes imperative
to measure and model their contributions
tö factors which affect winds and turbulence.
The verticai turbulent flux convergence of
momentum mäy accelerate or decelerate winds; the
sensible heat fluxes can change atmospheric potential
energy; and transports of water vapor may alter
radiative exchanges. Therefore, the verticai diffusivity
coefficient profile is cruciäl to the structure
of the atmosphere and its resulting transport
characteristics. The interactions between the
transport fieids and the heät and aerpspls being
transported cause considerable difficulty when
numerical modeling is attempted för advective. and
turbulent transports.
A relatively smäll number pf field experiments
have uhdertaken measurements pf the verticai diffusivity
coefficients in the planetary boundary layer.
Some pf these have been summarized by Clark (1970),
whp partitioned the results of two Austraiian
experiments according to atmospheric stability.
Lettau (1950) re-examined data taken, at.Leipzig to
produce a verticai profile of the diffusivity' coefficient
for momentum. The author has measured
diffusivity coefficients in mountain Valley circulations
in Utah, U.S.A. (Wooldridge, 1974) and in
Colorado, U.S.A. (Wooldridge,, 1975; Wooldridge,
1976). Generally the profiies of the diffusivity
coefficients over flat terrain differ markedly
from profiies within and over complex terrain.
Higher coefficients occur in stable äir than over
flat terrain with a maximum in the coefficient
prpfiles near ridge heights in mountain Valleys
except when strong surface inversion regimes pccur.
2. METHODS OF COMPUTING EDDY DIFFUSIVITY
COEFFICIENTS
Meteorological publications cöntain a profusion
of methods for Computing verticai eddy diffusivity
coefficients. For a summary of these methods,
the reader is referred toWlpperman (1973). Mpst of
these methods were develpped fpr, and tested against
data taken in the lpwest few tens of meter's of the
atmosphere. They usually assume the välidity pf the
gradient transfer thepry, which has been bprne out
in a number pf experiments. Further, these methpds
assume söme mixing length hyppthesis which has also
been demonstrated tp be approximately correct. However,
reiationships for caiculating eddy coefficients
pr winds through logarithmlc pr power laws
may faii tp prpduce valid profiies fpr the atmosphere
higher than the lpwest few tens pf meters.
In particular, many of the methpds mentioned
abpve fall tp prpduce a maximum in the eddy diffusivity
ccefficient prpfiie for the planetary boundary
layer. The level at which this maximum occurs
should be a function of the depth of the boundary
layer, the surface roughness, the statlc stability,
the wind speed above the layer, and gross terrain
features. The effects of barcclinity and nonstationarity
can be numericälly investigated, but
insufficient field data exist at the present time
for a thorpugh evaluatipn pf these effects on
verticai profiies of eddy diffusivity coefficients.
2.1 CEM Model Calculaticns pf Diffusivity
The author undertook the investigation repprted
here in connection with the Climate Modifikation
(CLIMOD) study being conducted in the Rhine Valley
which extends eästwärd fröm the city of Basel,
Switzerland. The Swiss Meteorological Institute
(IMS) has maintained a.mobile laboratpry (MOBILAB)
in the regipn for intervais änd at different locations
during the study period, measuring profiies
of winds,, temperature, and humidity with a tethered
balloon system.
The IMS employed a three-dimenslonal atmospheric
model to numericälly investigate modificatiphs;
in climate that might result. frpm the pperation
of Iarge manufacturing pr power generation
facilities anticipated for the region. The model
was deveioped by the Center fbr Environment and Man
(CEM), and i t diffuses atmospheric properties
vertically thrpugh the application cf an internallygeneräted
prpfiie pf eddy diffusivity coefficients
(Jacobs, 1976). The formulations used, without
inclusion of second-order terms are:
fpr
K (z) = i^2.l (i + ot Ri)2 (i)
m
'dz
stable cpnditipns, and

-160-
7 7 -7
K (z) = K z^ (1 - aRi) ^ (2)
for "lapse forced" conditions; in (1) and (2)^
^m(^) * diffusivity coefficient for momentum, K =
von Karman's constant, = 0.4, a = Monin-Ovukhov
constant, z = height above the surface,
3V
1-^—I = verticai shear of the horizontal wind, and
Rl = Richardson's number, computed from:
T
^
3V i-2
In (3), g = acceleration due to grayity, 9 =
potential temperature, horizontally averaged, and
T = temperature, vertically averaged for each
layer.
1000
600
g 400
Figure 1.
CEM FORMULATKM
a-oa
Soutane
M.77 MOHUt!
I7O0 LSI
2000 L3T
(3)
40 60 MO 400 MO tOOO
Profiles of the verticai eddy diffusivity
coefficient fer momentum, calculated
with CEM fdrmulas, using MOBILAB data.
The result of applying two MOBILAB soundings
to (1) and (2) are presented in profile in Figure
1. et = 0.6, as derived theoretlcally by Monin,
was used, rather than the 3

-161-
Wipperman (1973) to an expönential curve. This
process yields a = 0.52, b = 0.65, allowing (12)
to be written as:
K (z) = z

-162-
600
EOR
TOO 6-0.66
LETTAU
- .

551 .509.313,(23)
THE EFFECT OF VERTICAL RESOLUTION IN A LIMITED AREA
ATMOSPHERIC MODEL
Cedpmir Brankovic
Hydrometeorologica! Institute
Zagreb, Yugoslavia
-163-
Abstract Three factors öf the verticai resoiution
have beten treated in order to examine their influence
at 24-hour forecasts of surface pressure patterns
and 5Q0 mb geopotential field. The factors -
number of layers, verticai arrangement of layers
and upper boundary - are var ied in a iimited area
primitive equation model suitabie fbr prediction
with steep änd smail-scale topography of the Alpine
region. the experiments from the same initial
data set, 21 July 1973. are discussed. It is shown
that the changes in the verticai resoiution cause
the changes in the forecasting fieids.
1. INTRODUCTION
The number of computational layers and their
space arrangement is ä very important practica!
question, but clear-cut answer is neither simple
nor an easy probiem.
Up to date this probiem have been considered
only ih general terms and by the experiments based
öh gioba! models. The ränge of such considerations
have been limited to the examinations of the forecast
changes as a consequence of the increasing
number Of layers (e.g. Manabe and Hunt, 1968;
Miyakoda, 1975. Car son ahd Culien, 1977). The global
model results have shown the advantage of higher
resoiution, espeeially in the case of more deta
i ied presentat ion of forecasting fieids.
This paper explicitly describes the treatment
of three factors in the model: the number of
layers, their space arrangement and the upper
boundary öf the model's atmosphere.
The limited area primitive equation model in
sigma coordinate described by Janjic (1977) and
Mesinger (1977), makes the basis of the experiments
carried out. This model is suitabie for the
integrations in regions with steep and smali-scale
topography. In particuiar the Alpine reg ion has ah
influence on the motion Systems which is of the
highest importance for the forecasting probiem in
Yugosl av iä.
2. THE EXPERIMENTS
The examination is eomposed in such a way
that one can easily recognize three groups of the
experiments (Figure 1). The, 4-l ayer model makes
the basis of each group presented and appears in
the first column.
In the group A the verticai resoiution was
chosen in such a way äs to divide the model's
atmosphere into four equal sigma layers, having
Ao=0.25. The thickness of the layers in the group
B are 0.40, 0.20, 0.20, 0.20 from the upper toward
the iower boundary of the model, i.e. the higher
resoiution is in the middle and lower model's
atmosphere. In the group C the inverse arrangement
is taken in the verticai, i.e. the higher resoiution
is in the middle and upper atmosphere.
The 5-layer experiments äre derived from
each of the initial 4-!ayer experiments. !t is
evident from Figure 1 in which way higher resoiution
is changed at each of the group of experiments.
Every further 5-layer experiment is derived
from the initial 4-iayer by bi sect ion of the iower
layer. Note from Figure 1 that the experiments B2
and C5 are identicaily equal.
Number 1 2 3 4 5
Group ,
A Z= HU — ^ —
B
C
Figure 1. The verticai arrangement of computational
iayers. Column l:4-layer experiments;
columns 2 to 5: 5-!a,yer experiments.
Ail of these experiments were carried put
with upper boundary either at 200 or ät 100 mb.
initial data set for 21 Juiy 1973 (described
by V.JurSec in this Volume) were prepared ät eäch
of the Standard pressure levels independentiy.
Verticai interpolation from the Standard pressure
ievels to the model sigma leveis was a simple l i ­
near interpolation.
The boundaries for the integration area were
at 30° and 66°N and 20°W and 40°E.Horizontal resoiution
was 3 degrees longitude and 2 degrees latitude.
Time step was 15 minutes. The boundary conditions
were constant in time.
3. THE RESULTS
All results of the comparisons äre performed
in such a way that only one öf the factor defining
verticai resoiution was 'varytng, whiie the another
two were holding constant.
The increase of the number of iayers from
four to five causes no essential influence on the
24-hour forecasts for the first group of the expe-

-164-
B1
C
(3 o
)010
'0!u
007,5
B2
tC5)
wo
Ftgure 2. Mean-Sea-Level Pressure 24-hour forecasts for the experiments Bl, Cl and B2 (or C5)
boundary at 100 mb. The tsobars are drawn In 2.5 mb Intervais.
^ith the upper
rtments (group A). The forecasts from the experiments
B3 to B5 compared with initial Bl forecast
and the forecasts from G2 to C4 compared with Ct
forecast show the slight changes, which in a practical
sense have no importance. However, the fpre^
cast of the experiment B2 differs from the inital
4-layer forecast and C5 differs from Cl, too (Figure
2). The causes för such differences are attributed
to the inclusion of one computational ievel
in the upper model's atmosphere to obtain the
experiment B2 and the inciusioh of one computationai
level tn the lower atmosphere to obtain the
experiment C5.
Thus^ the experiment B2 (or identical C5)
compared with initial experiment Bl (ör Cl) means
essential change in the verticai structure of the
mode]'s atmosphere. In thät case, the probiem of
the number of layers is closely connected with the
probiem bf space arrangement.
The influence of the space arrangement of the
verticai iayers can be foiiowed in Figure 3, where
4-layer experiments of ali groups are compared. )t
is seen that the forecast of the experiment Bl differs
from the other two forecasts in the predicted
intensity of the low over higher iatitudes and the
high over Mediterranean. Since the upper boundary
and the number of the layers are constant, the ihsufficient
resoiution of the upper modei's atmosphere
is the only reason for such differences. On
the other hand, the experiment with the higher resoiution
of the upper atmosphere (which belongs to
the group C) produces unusuai shapes of the isobars
and a low at the southwest part of the integration
area which is not noticed in the other
experiments. This error is caused by the insufficient
resoiution of the iower atmosphere. in
that case the residual experiment AI which divides
the model's atmosphere at four equai parts
gives the most acceptable forecast.
The examinations of the infiuence of space
arrangement of the layers within any of the considered
groups iead tö the conciusion that the successive
experiments of the group A do not differ,
except in the little detaüs. However, the insufficient
resoiution of the upper atmosphere (group
B) causes the increasing vaiues of the surface
pressure and 500 mb geopotential heights (see Figure
3). Ali 5-layer experiments of the group B
show such characteristics. the examinations öf suc
eessive experiments from A2 to A5 and from C2 to
C4 show that the changes in the thickness of sigma
layers from the top to the bottom of model's
atmosphere cause the slight movement pf 500 mb
contour lines toward iower iatitudes (Figure 4).
This is not the case in the experiment C5.
It seems therefore that the lifting of the
upper boundary from 200 tö 100 mb, has the main
influence on the 24-hour forecasts. Higher upper
boundary causes, to a certain degree, the intensification
öf the modelling processes, expressed in
terms of stronger meridional gradient between the
extreme vaiues of the surface pressure in the cent
rai pärt of the integration area (Figure 5). This
is the common feature of all experiments carried
out. The 500 mb geopotential f ieids show the same
characteristics, except in the group C where the
meridional gradients are very similar.

-165-
A1
Oo
B1
015
!0!O
C1
o
MIO
007
Figure 3. Mean-Sea-Leve] Pressure 24-hour forecasts for the 4-layer experiments with the upper boundary at
100 mb. The isobars are drawn in 2.5 mb intervais.
A2
A4
613
S63
560
56S
58t 584
592
k3
Figure 4. 500 mb geopotential height forecasts for the experiments A2 and A4 with the upper boundary at 100
mb. Values are in decametres with contour spacing 4 decametres.

-166-
)0)
)0)0
Po
Oy,
toio
200 mb 100 mb
568
576 S76
584
z 584
597
Figure 5. Mean-Sea-Level Pressure 24-hour forecasts for the experiment AI with the upper boundaries at
200 mb and 100 mb respectively,, and corresponding 500 mb geopotential height 24-hour forecasts.
4. C0NSLÜSI0NS
it is shown that in particular Situation
considered, the forecasts öf surface pressure patterns
and 500 mb geopotential height fieids depend
on the chöice of the verticai resoiution of the
model's atmosphere.
The increase of the number of verticai
iayers from four to five causes ho essential changes
in the forecasting fieids, until such an increase
does not change. the verticai structure of the
model's atmosphere. The qualitative change in the
verticai structure occurs when at least one of the
computational leve), either in the upper or in the
lower model's atmosphere is included. This explains
why the infiuence of the Space arrangement of layers
is markedly shown in the case of insufficient
resoiution in the upper or in the lower atmosphere.
The position öf the upper boundary makes essential
changes in the forecasts. It is suggested thät the
processes in the upper atmosphere, if included in
the model by ä particular choice pf the upper boundary
or by the verticai arrangement of sigma layers
in a case considered, plays an important roie
in the forecasting results, espeeially for the
surface pressure field.
Acknowledgment This research has been supported by
the Republic Association for Scientific Research
of Croatia.
5. REFERENCES
Carson, D.J. and M.J.P.Guilen, 1977:
intercomparisons of Short-Ränge Numericai
Forecasts Usihg Finite Difference
and Finite Element Models from the
U.K. Meteorologica] Office, Beitr.
Phys. Atm. 50, 1-15.
Janjic, Z.i.,
1977: Pressure Gradient Force and
Advection Scheme Used for Forecasting
with Steep änd Smail Scale Topography,
Beltr. Phys. Atm. 50, 186-199.
Manabe, S. and B.G. Hunt, 1963: Experiments witha
Stratospheric General Circuiation Modei:
I. Radiative and Dynamic Aspects,
Mon. Wea. Rev. 96, 477-502.
Mesinger, F., 1977: Forward-Backward Scheme and
its Use in a Limited Area Model,Beltr.
Phys. Atm. 50, 200-210.
Miyakoda, K., 1975: Weather Forecasts and the
Effects of the Sub-Grid Scale Processes.
in: Seminars on Scientific Foundätion
of Medium Range Weather Forecasts,
Europen Centre for Medium
Range Weather Forecasts, Reading, Part
I i , 380-593.

551.509.313:551 .515.8(23)
MODIFICATIONS OF THE SURFAGE ERONTOGENESIS, ASSOCIATED WITH
SIMPLE OROGRAPHY IN AN ISENTROPIC MODEL
Dr. Ion DrSghici
Institute of Meteoroiogy and Hydrology,
Bucarest, Romania
-167-
Abstract Using a 12 level isentropic coordinate
model, the atmospheric cyclo- and frpntogenesis
are simulated fröm a "normal mode" Solution for a
realistic baroclinic wave generated in anälogy with
that öf Eliassen änd Raustein. In two subsequent
experiments, starting from the same "normal mode"
Solution, in parallel with the "flat" integration,
a 1 km and 2 km gäussiah mountain is raised respectively.
In this paper the three simulations: are
compared läying particular stress oh the modifications
occurred in relation to the surface frpntogenesis.
1. INTRODUCTION
I t is already common knowledge that terrestrial
topography can play an important part in the
occurrence and evolution of atmospheric disturbances
.
This paper is dealing with certain experiments
concerning the modifications yielded by a
simple topography upon some disturbances simulated
on the Computer. In order to localize the mountain
effects, firstly a Standard!numerical integration
was performed (the mountain being absent) and afterwards
all the other simulations have been reportet
to this.
The experimentai framework is achieved by
meäns of an isentropic mpctel, based pn, complete
"primitive" equations (Eliassen and Raustein,
1970). The initial State is characterized by a
baroclinic current, oyer which a smail amplitude
disturbance is superimposed, according to the most
unstable normal mode.
In the examples under study, the disturbance
reaches maturity while is approachihg the mountain.
At the surface, the most important effect is that
of an approximately two or three days delay compared
with the Standard experiment. At upper levels
the effect differed, function öf the height of the
obstacle; in the experience with a öne km mountain,
the altitude front was quite similar to the one in
the Standard experiment while in the case of a two
km mountain this front was rather weak. Obviously,
the effect differs function of the evolution stäge
of the disturbance, at the moment of the impact
with the obstacle., .
In isentropic, coordinate the tendency equation
for. the absolute momentum has certain specific
features which are briefly .interpreteS in the
final section of this paper. Thus, in a dry atmosphere
the phly mechanism transferring the absolute
momentum aiong the verticai is the pressure
torque on the isentropic surface separating the
two Iayers, The effect can be easily interpreted,
funetioh of the isentropic slöpe and this may be
speeifieally illusträted in the case of circulation
over orography.
2. GENERAL NUMERICAL FRAMEWORK AND THE STANDARD
EXPERIMENT
A detailed presentatioh of the experiments
performed may be found in (L. DrSghici, 1977), here
we shall only mehtion some more important points,
needed in the following sections.
Numerical integrations were performed on a
12 level model with two of the isentropic surfaces
intersecting the earth surface.
The experiments were performed in ^3 plane
approximation framework within a 4000 x 4000 km
Channel, cyclic in the zonal direction, bounded by
two rigid latteräl walls. The finite differences
pattern employed was of centered type having a
200 km grid step.
The thermodynamic initial State consists of
zonal jet with meridional and verticai shear, zero
at the ground and maximum aroühd the tropopause.
Over this basic State a smail amplitude sinusoidai
disturbance was superimposed and the appropriate
set of linearized equations was nummerically integrated.
The perturbation obtained after approximately
6 days, simulated time, was normälised by a
convenient factor so that the amplitude of the
pressure wave at the earth surface was 1 mbar.
This State, "the most unstable normal mode"
was taken as the initial data in the actual numerical
integration. The first such experiment wäs
performed in the absense of orography i.e. the
Standard experiment. Although during the first
days, the nonlinear Simulation behäved almost
linearly, specific nonlinear features started to
occur gradually. In this manner certain differences
occurred between the intensity of the cyclonic
center and the anticyclonic one together with a
considerable meridional drift - the former center.
slips toward the north ahd the latter towards the
south.
Fig.l
8
Figure 1:' Potential temperature distribution
during the 6.5th day of the Standard
experiment. Increment 1 K

-168-
The most rapid development of the disturbance
took place between day 3 and 6. It was also in this
period that the surface fronts deveioped (fig. 1)
änd essehtially, they appeared to be rather realistic.
As i t is fully described in (I. DrXghici,
1977) similar conclusions can be drawn with Tespect
to altitude frontogenesis.
The Standard experiment was deliberately
stopped after the nineth day of the numerical integration
(by that time the cyclone started " f i i -
1-ing") .
3. A NUMERICAL EXPERIMENT CONCERNING THE
INFLUENCE OF OROGRAPHY
Having the "normal mode" Solution for a flat
ground, the non-linear integration was initiated,
simultaneously "raising" a "mountain" of 1 km in
four däys - simulated time. Initially, the position
of the future mountain is 3 grid lengths be^
hind the surface cyclonic disturbance center.
Within the frist of two days, a slight ascent is
to be noticed in the neighbourhood of the obstacle.
Little by l i t t l e , the surface depression draws
nearer to the mountain.
During the fourth day, in association with
the southern warm advection, in front of the cyclone,
aiong the south-westem ridge of the mountain;
a faifly strong ascent täkes place, which is
conpensated on the north-eastern side of the obstacle
by a descent of similar magnitude (2.10*^
mbar/s). In the horizohtäl., the ascent and descent
zone have the shäpe of two: bands (practically parallel
ones aiong a north-west.to soüth-east direction)
, the south-westem one (ascending) being the
largest. In the middle troposphere, the ascent and
descent centers are slightly out of phase (to the
nord-west) compared to their positions at the
ground. In the upper troposphere and ih the stratosphere,
at this time, the changes fröm the
Standard experiment are nön-significänt. At the
surface, the "horizontal"' movement implies the
anticyclonic circulation Over the mountain ahd
cyclonic on both sides of i t (the movement is from
south or from north, function of our position westward
or eastward f rom the obstacle) . At the. säme
time the temperature field shows a reäsonable frontal
system-, the warm front following closely the
south-westem side of the mountain. Still, there
is a less familiär feature - the elongated occlusion
towards the east, partially past over the
mountain top, even i f the minimum pressure center
is situated westward from the obstacle.
Further qn, an approximately 2 days delay is
noticed until the warm front manages to ascent the
mountain. Meanwhile, the depression advances towards
the east, aiong the northern line of the
mountain peak, the link between both fronts being
provided only by a verry narrow trough Which is
practically left on the Western side of the obstacle
(fig. 2). Between the 6^^ and the 7^" days,
the cyclonic center manages tö cröss the mountain
(fig. 3). There is a positive Vertex zone associated
with the trough while east of i t there is
a negative vortex center (slightly diminished in
its intensity as a consequence of cyclone passihg).
Significant changes occur in the verticai veiocity
field. Thus the ascent band splits into two parts:
one being left eastward from the mountain top and
the second already crosses the obstacle towards
the south-east. Subsequently, the band of descending
motion "invades" the largest part of the
Figure 2: Potential temperature distribution during
the 6.5th day öf the experiment with a
one kilometer mountain. Ihcrement 3 K.
The circle Covers the region where topography
exceeds 500 m.
3
er
Figüre 3: Pressure distribution in the 6.5th day
of the experiment with Ohe kilometer
mountain. Increment 3 mbar.
mountain zone (approximately directed from southwest.
to north-west). The southern eomponent of the
flow forms a well defined band directed from southwest
to north-east. Its association to the zonal
movement results in a relatively strong cyclonic
circulation on the eastem side of the obstacle
although the anticyclonic circulation over the
mountain is even more intense.
Further on, the disturbance moves rapidly
towards the east even farther from the obstacle,
gradually turning into an occlusion.
4. ANALYSIS OF THE RESULTS
The previous experiment was repeated with a
two kilometers high mountain. Although somewhat
more rapid, the evolution of the disturbance was
similar to that in the previously presented experiment.
The anticyclonic circulation, characteristic
for the area over the mountain, is shown
in figure 4, which can be interpreted (as usual in
such circumstances) in terms of vortex compression
or stretching in connection with the fact that the
shape of the isentropic surfaces above the mountain
is less steep than that of the topography.

-169-
Starting far upstream with, say, zero vorticity,
as the fluid particle moves isentropically
towards the mountain, i t Starts raising before the
effective topography appears. Thus the vortex tube
ic stretched and i t gives positive vorticity generation
in the layer under consideration. Downstream
from this point the mountain rises at a
steeper slope and so the vortex tube is contracted
i.e. anticyclonic vorticity generation. Finally,
downstream from the topography there is another
positive vorticity generation as the mountains
height decreases rapidly.
S3 S7
5. REFERENCES
1. BRAGHICI, I . (1977)
A study of baroclinic instability and frontogenesis
using isentropic coordinate -
Ph. D. Thesis-University of Reading, England,
143 p.
2. ELIASSEN, A.., RAUSTEIN, E.. (1970)
A numerical integration experiment with a
Six-level atmospheric model with isentropic
information surfaces.
Meteor. Ann 5. 429 - 449.
3. JOHNSON, B.R., DOWNEY, K.W. (1975)
The absolute angular momentum of storms:
quasilägrangean diagnostics 2,
Month. Weather Rey. 103, 1063 - 1076.
Sr3
Figure 4: Bistribution of the relative vorticity
in the 4.5th day of the experiment with
the two-Kilömeter-Mountain. Increment
3x 10*^s"i. The area öf anticyclonic
circulation is shown by dotted curves.
I t Covers the largest area of topography
exceeding 500 m.
By writing the tendency equation of the
absolute' momentum in a ff system, the pressure
torque is not zero even in the absence of the
terrestrial -relief (zero in the case of the conventional
8 System). In fact i t is possible to
demonstrate that in a dry atmosphere this is the
Single mechanism by which the absolute momentum
is transferred from one isentropic layer to another
(Johnson & Döwney, 1975). The outcoming
effect can be interpreted easily function of the
slope of the isentropic; surfaces. Particuiariy;
the decceleration of the flow, westward from the
mountain can be possibiy interpreted as äh upwaird
transfer of the absolute momentum, while the acceleration
of the flow downstream on the lee side
as a downward absolute momentum transfer. Ih other
words there is an absolute momentum transfer from
upstream to downstream, achieved by intermediate
verticai transfer.
Coming back to the numerical experiments
the altitude development was quite different function
of the mountain height. Thus, in the one-kilometer-mountain
experiment, the altitude fröntögenesis
was similar to that in the Standard experiment,
while in the cäse of the two-kilometermountain
the development was much weak'er. Obviöusly,
the topography effects vary function of the
moment when the disturbance reaches the mountain,
i.e. the State development of the disturbance i t ­
self. In our examples, disturbance drew nearer to
the mountains with its maturation and the effects
were those described at length in the preceeding
sections. So far no other experiment was performed.

-170-
551.509.313(494)
551.558.2
FEINMASCHIGE NUMERISCHEPROGNOSEN
INDER SCHWEIZ
Malter Kuhn
Schweizerische Meteorologische Zentraianstait
Zürich, Schweiz
Abstract Diagnostic procedures for the dynamic
computation of verticai wind components oyer mountainous
terrain from large-scale numerical analyses
or predictions were deveioped as a tool for objective
precipitation forecasting. The underlying
fine-mesh grid had a grid distance öf 35 km. Truly
prognostic procedures äre planned for the near
future.
Zusammenfassung Diagnostische Verfahren für die
dynamische Berechnung vertikaler Mindkompohenten
über gebirgigem Gelände aus grossräümigen numerischen
Analysen oder Prognosen wurden als Hilfsmittel
für die objektive Niederschlagsprognose
entwickelt. Das zugrundeliegende feinmaschige Gitter
hatte eine Gitterdistanz von 35 km. Eigentlich
prognostische Verfahren sind für die nahe Zukunft
gepl ant.
Bei den Versuchen^ über die hier berichtet
wird, handelt es sichum die ersten schweizerischen
Vorstösse ins Gebiet der numerischen Wettervorhersage
auf dynamischer Grundlage. Sie erfolgten anfänglich
im Rahmen eines Projektes des Schweizerischen
Nationalfonds zur Förderung der wissenschaftlichen
Forschung. Ausser dem Sprechenden waren die
Herren Jean Quiby und Peter Fink daran beteiligt.
Unser Institut besitzt schon seit mehreren
Jahren Erfahrung in statistischen Prognosen nach
der "perfect prognosis method". Hierbei werden
Zusammenhänge zwischen gleichzeitigen grossräümigen
und kleinräumigen Parametern auf Grund vergangener
Wetterlagen erarbeitet und dann auf grossräumige
numerische Prognosen anderer Institute angewendet.
Nach diesem Verfahren aufgestellte Prognosen
sind naturgemäss mit den Fehlern der grossräümigenNP
(numerischen Prognosen) behaftet; sie
werden besser, wenn das Modell der grossräümigen
NP verbessert wird.
Auch die hier zu besprechenden dynamischen
Versuche beruhen auf dieser "perfect prognosis"-
Strategie. Sie waren bisher rein diagnostisch, d.h.
die darin verwendeten dynamischen Gleichungen enthielten
die Zeit nicht explizit. Ziel der Versuche
war ein Beitrag zur objektiven Niederschlagsprognose.
Wir gingen von der theoretisch erklärbaren
Tatsache aus, dass zwischen der nach oben gerichteten
vertikalen Windkomponente in der freien Atmosphäre
und der Niederschlagsintensität ein enger
Zusammenhang besteht. Natürlich ist der Niederschlag
nicht ausschliesslich eine Funktion des Aufwindes;
andere Faktoren wie z.B. die Temperatur
und Feuchtigkeit der Luft spielen eine Rolle. Da
aber die Feuchtigkeit ihrerseits eng mit der Aufwindkomponente
verbunden ist, kommt der letzteren
die grösste Bedeutung zu.
Deshalb waren unsere Bemühungen zunächst darauf
gerichtet, anhand grossräumiger Höhenkarten die
vertikale Windkomponente über einem Gebirge unter
Berücksichtigung der orographischen Einflüsse zu
berechnen. Zu diesem Zweck legten wir ein engmaschiges
Gitter über die Schweiz und ihre Umgebung.
Die horizontale Maschenweite betrug gerade
1/10 derjenigen der grossräümigen deutschen NP,
also rund 35km in der geographischen Breite der
AI pen (Fi g. 1).
3
Figur 1: Grobmaschiges und feinmaschiges Gitter
sowie Testpunkte Schweiz
Die Modell-Topographie des Bodens wurde durch
arithmetische Mittelung der Geländehöhe in jedem
Feld des engmaschigen Gitters erhalten.
Nun lässt sich die vertikale Windkomponente
tn irgend einem Punkt der freien Atmosphäre zerlegen
in einen Anteil, der durch die grossräumige
Dynamik ohne Geländeeinflüsse, und einen zweiten,
der durch die GeTändeeinflüsse allein bedingt wird.
Unserem ersten Versuch wurde das äquivalentbarotrope
Modell der Atmosphäre zugrundegelegt. Bei
diesem Modell ist der grossräumige Anteil der Verti
kälbeweguhg proportional zur Vorticity-Advektion,
und seine Höhenäbhängigkeit ist überall dieselbe,
Während der orographisch bedingte Anteil gesetzma'ssig
von unten nach oben abklingt. Der Vorteil
des äqüivalent-barotropen Modells liegt darin, dass
als Ausgangswerte nur Daten eines einzigen Niveaus,
z.B. des 500 mbar-Niveaus, gebraucht werden.

-171-
Bei einem zweiten Versuch wurde auf die
Omegagieichung gegriffen. Die Omegagleichung berücksichtigt
barokiine Effekte, benötigt aber Daten
aus mindestens drei verschiedenen Niveaux. Wir
verwendeten die Niveaux 850, 700, 500 und 300 mbar,
was uns erlaubte, die Vertikalgeschwindigkeit in
zwei Niveaux (700 und 500 mbar) zu berechnen. Zur
Lösung der Omegagleichung müssen seitliche, untere
und obere Randwerte der barisehen Vertikalgeschwindigkeit
M Vorgegeben werden.
Als untere Randwerte benützten wir die Aufwinde
an der mit der 850 mbar-Fläche identifizierten
Obergrenze der Grundschicht, die wir auf Grund
parametrisierter Bodenwinde unter Berücksichtigung
des reinen Geländeeffektes und des Reibungseffektes
berechneten. Als oberer Randwert wurde ^ = o
im 300 mbar-Niveau postuliert. Als seitliche Randwerte
verwendeten wir die Omegawerte, die sich an
den Rändern des feinmaschigen Gitters nach dem
äquivalent-barotropen Modell ergaben.
Wie sich später erwies, hätten wir vermutlich
bessere Ergebnisse bekommen, wenn wir an. den
Rändern ü = o gesetzt hätten. Die verhältnismässig
starke horizontale Koppelung hatte nämlich zur
Folge, dass sich die seitlichen Randwerte weit ins
Innere des Gebietes fortsetzten, so dass die baroklinen
Effekte gar nicht deutlich zum Ausdruck
kamen.
Anderseits zeigte sich, dass die im groben
Gitter berechneten, aufs feine Gitter interpolierten
dynamischen Aufwinde nicht ohne weiteres vergleichbar
waren mit den im feinen Gitter berechneten
orographischen Aufwinden. Es mussten Gewichtsfaktoren
eingeführt werden, die nachträglich
auf statistischem Wege optimiert Wurden.
Mathematiker dürfte es interessieren, dass
nach einer Idee Von P. Fink zur Lösung der Omegagleichung
nicht die Übliche Liebmann-Relaxation,
sondern die Methode der konjugierten Gradienten
verwendet wurde; dadurch konnte der Reehenaufwand
beträchtlich Verkleinert werden.
Nun verglichen wir die barotrop und baroklin
berechneten Aufwinde mit beobachteten Niederschlagsmengen,
wobei wir jedem OOh-GMT-Kartentermih
das dazu symmetrische 12-stündige Beobachtungs
interyäll von 18h-GMT des Vortages bis 06h-
GMT des Stichtages zuordneten.
Zu diesem Zwecke wurden 20 typische Wetterlagen
des Jahres 1971 untersucht. Die grossräümigen
Daten entnahmen wir numerischen Analysen des
Deutschen Wetterdienstes. Für die Niederschlagsdaten
benutzten wir die Beobachtungen der 130
Stationen des schweizerischen Klimanetzes, die
sich auf 45 Felder des feinen Gitters verteilten.
In allen Feldern, di-e mit mehr als einer Station
besetzt waren, würde das arithmetische Mittel der
zugehörigen Stätionsniederschläge gebildet.
Wie zu erwarten, ergab sich kein strammer
Zusammenhang zwischen berechneten Aufwinden und
beobachteten Niederschiägen. Dagegen stimmte die
regionale Verteilung der beiden Parameter im Bereich
der Schweiz in den meisten Beispielen recht
gut überein.
In einer weiteren Phase unserer Arbeit versuchten
wir auf dem Weg einer statistischen Optimierung
den Niederschlag als Linearkonibination
der Aufwinde in den Niveaux 850, 700 und 500 mbar
auszudrücken. Dieses gemischt dynamisch-statistische
Verfahren führte wie die beiden rein dynamischen
zu recht guten qualitativen aber bescheidenen
quantitativen Ergebnissen. Die berechneten Niedersehl
agsmaxima lagen bedeutend unter den beobachteten.
Ein Beispiel ist in Fig. 2 dargestellt.
3^
Figur 2: Beipiel 15.10.1971
links 500 mbar-, 850 mbar- und Bodenwetterkarte
00h GMT, rechts Niederschlag 14.10.1971, 18hGMT
- 15.10.1971 , 06h GMT, oben barotrop berechnet,
Mitte baroklin berechnet, unten beobachtet.
Die bisherigen, im wesentlichen diagnostischen
Versuche beschränkten sich auf Vergangene
Wetterlagen; die ursprünglich geplante Anwendung
auf prognostische Unterlagen, d.h. auf Gitterpunktsdaten
grossräumigerNP als Ausgangsmaterial,
wurde bisher noch nicht durchgeführt
3i
Herr J. Quiby, der zur Zeit als "visiting
scientist"amECMRWF arbeitet, möchte nach seiner
Rückkehr ein prognostisches Verfahren erarbeiten,
bei dem er von grossräumig analysierten oder prognostizierten
Feldern ausgehend eine kurzfristige
Aenderung des Atmosphärenzustandes unter Berücksichtigung
der Orographie mit Hilfe der "primitiven
Gleichungen" in einem feinmaschigen Gitter berechnet.
Dabei werden zwangsläufig neue Probleme auftreten,
zum Beispiel die Filterung der Gravitationswellen.
Auch werden wir anstelle des jetzigen
stereographischen Gitters ein nach Längen- und
Breitengraden ausgerichtetes feinmaschiges Gitter
konstruieren,um die Gitterpunktdaten derECMRWF-
Analysen und -Prognosen bequemer verwenden zu
können.
REFERENZEN
Kühn, Walter;
Quiby^ Jean:
Dynamical-Statistical Methods of
Meso-sclae Precipitation Forecasting
over Mountainous Terrain. - Pure &
Appl. Geophysics, 114/6: 945-964
(T976)..

-172-
551.509.313:551.515.4
EIN BEITRAG ZUM PROBLEM DER PARAMETRISATION
DER KONVEKTIONSW3LKEN IN DER VERBINDUNG ZU DEN STRÖMUNGEN DER MAKROSKALE
Branko Gelo
Hydrometeorolog]sches )nst i tut
Zagreb, Jugoslawien
Abstract The cloud radar echos, during the summer
period 1973*1977. are presented, as intensity parameters
of the convective Systems. The cloud heights
are studied ih the relation to the pressure field
in the Alps region, as well as in the relation to
the wind veiocity and the verticai wind shear from
the sounding data.
Zusammenfassung Die Radarechos der Molken während
der Sommerperiode 1973*1977 sind ais Intensitätsparameter
der Konvektionssyste-ientwicklung dargesteiit.
Weiter ist die Beziehung zwischen den Wolkenhöhen
und der barisehen Systeme im breiteren
Alpengebiet, sowie die Wihdintensität und die vertikaie
Windscherung nach den Angaben der Radiosondenaufstiege
erforscht.
1. EINLEITUNG
[n den numerischen Witterungsmodeilen, gebun*
den an begrenzte Gebiete, verlangt das Probiem der
Parametrisation der Kpnvektionswöiken eine Kenntnis
der Dimensionen und Cumuius-Wolkenstruktur und ihre
Verbindung mit den Parametern des Mesosystemes. Die
Horizontaidimension der Konvektionswolke ist viel
kleiner als der Massstab der Makroskaia und auch
die Mesoskala. Deshalb kann nicht jede individuelle
Woike in das numerische Modeil grosser Skalen der
atmosphärischen Phenomene eingeschlossen werden und
deshalb schiiesst die Parametrisation eine Beschreibung
der statistischen Charakteristiken verschiedener
Prozesse, die den Wolken hinzugesellt sind, ein.
Die Wolkenentwicklung bestimmen verschiedene
Faktoren und Prozesse. Die Temperatur, Feuchtigkeit,
Örographieeffekte, statische Stabilität bedeuten
eine entsprechende Anregung zur Könvektionsentwicklung,
doch in diesem Werk sind die Strömungen ih
der Atmosphäre betrachtet. Die Konvekt.ionswoikenentwickiung,als
ein Mesoskalaprozess, ist in enger
Verbindung mit den Makrobewegungsprozessen, aber
man kann keine Eindeutigkeit der Beziehungen zwischen
den Strömungen in der Atmosphäre und der Konvektion
swolkenentwicklung wegen des Einflusses anderen
Faktoren erwarten.
2. PARAMETER DES RADARECHOS DER WOLKEN
2.1 Gipfelhöhen des Radarechos der Wolken
Die Angaben, die analysiert wurden, sind an
den Radarzentren Nord Kroatiens (nördliche Teile
Jugoslawiens) in der Sommerperibdevon Mai bis September
1973-1977 gesammelt: "Puntijarka" (RC-1) bei
Zagreb, "Psunj" (RG-^5) bei Nova Gradiska und '-Gradiste"
(RC-6) bei Zupanja, Figur 1. Die Wolken sind
mittels eines 3MK7 Radar, der im "S" Bereich arbeitet,
gemessen.
Die Angaben der Messungen sind in Kiassen
nach den Monaten und nach den Höhen in Intervallen
von 1 km zugeordnet. Insgesammt sind analysiert
10.405 Beobachtungen der Echohöhen der Wolkengipfel
.
Sa
3a
Figur 1. Radarzentren in Kroatien.
4 M**
Schwach entwickelte Wolken haben in der Regel
einen kleineren Wassergehalt und deshalb ist ihre
Radarreflexipn kleiner, was bedeutet dass diese auf
dem Radarschirm weniger bemerkbar oder gar nicht
wahrzunehmen sind. Deshaib stellen die Angaben für
die Echohöhen kleiner als umgefähr 5 km keine tatsächliche
Häufigkeitsverteilung dar. Es ist sicher
dass es viel mehr Konvektionswölken, die den Gipfel
weniger als 5 km haben, gibt. Die Verteilung der
höhen Echos sind ähnlicher der Wölkenverteilung um
so mehr, als deren Höhen grösser sind. Die WolkenhShen
sind um 1-2 km grösser von den Höhen des Echos,
was Stepanenko (1973) bestätigt.
20
18
16
14 Vtt!
12
10
vt
Vtt
Vtt
km)
3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16
Figur 2. Die monatliche HShenverteilung der Echogipfel
(H ) : RC-1, RC-5 und RC-6 -
1973-1977.
Die Könvektionswolkenechos in Nord Kroatien
können sich Uber 16 km (19.7.1973 -16,2 km) entwickeln,
aber am häufigsten (18,9 %) sind die

-173-
Hghen zwischen 7 und 8 km. [n 14,7 ^ der Fäiie haben
stark entwickelte Woiken Echogipfel Ober 10 km,
und in 2,9 % der Fälle Über 12 km.
Die häufigsten Echos haben einen HShengang.
Das bedeutet dass in den Monaten mit höheren Durchschnittstemperaturen
sich die Wolken bis zu grösseren
Höhen entwickeln. Angeführtes ist gut auf
Figur 2 zu erkennen, d.h. es gibt eine Verschiebung
der Kurven nach grösseren Höhen in den wärmeren
Monaten. Die monatlichen Schwerpunktveränderungen
einzelner Verteilungen zeigen auch einen Teil des
Jahresganges der Höhen der Echos.
2.2 Akkumuiat ionszone
Die Konvektionswolkenakkumulätionszone ist
als ein Gebiet der erhöhten Radarreflexion, der
durch die Dämpfungsverminderung der maximalen Radarreflexion
um 1 0 dB, def iniert ist, Sulakvei idze
(I967). Dabei ist die Dicke der Zone ais die Differenz,
die die G i pf ei höhen der erhöhten Radarreflexion
und der Null isotherme (Hyz -H^,) geben,
best immt.
Die Analyse hat 3-338 Akkumuiationszonenmessungen
an dem RC-1 in der Periode von Mai bis September
1973-1977, von welchen besonders d ie Frostgraupein
oder Hagel fal 1 fäi le betrachtet wurden -
76 (1974-1977), umfasst. Die Angaben sind auf Figur
3 dargestel i t.
3. WINOFELD DER TROPOSPHÄRE UND ENTWtCKLUNG
DER KONVEKTIONSWÖLKEN
3-1 Windfeld und Wolkenhöhen
Die Anaiyse umfasst die Angäben der Radarmessungen
an dem RC-1 (1973*1977) in Bezug auf den
Radibsondenaufstiegetnessungen in Zagreb um 13 Uhr
hinsichtlich da die Mehrzahi der Konvektionswölken
in den Nachmittagsstuhden erscheinen. Es zeigte
sich, dass die Konvektionsentwicklung erheblich
vom Wind abhängt, und demnach die synoptischen Situationen
auf den Karten der 500 mb Fläche in einige
Gruppen verteiit werden können, was von der
Stärke der zykionaien Aktivität und der Lage der
Zyklone, deren Zentrum etwas nach Norden verschoben
ist, und von der Strömungsrichtung, die in der
Regel aus der westlichen Richtung ist, abhängig ist.
Die schwachen Strömungen in der Troposphäre
bis etwa 10 m/s erlauben eine Wolkenentwicklung
bis zu grossen HShen falls eine ausgeprägte Unstabil
ität der Atmosphäre besteht. Dann erschienen
über den breiteren Aipengebieten kleine zyklonale
Wirbel oder es besteht ein gradientioses zykiona*
tes Feld, Figur 4. in soichen Situätionen erreichen
die Echogipfel maximale Höhen bis 15 km, Tabelle
1. Die Echog i pf ei sind umso höher als die Aufstiegsströme
ausgesprochener sind bzw.die Unstabilifät
in der Atmosphäre stärker ist.
H, D"-D' (km)
ikm) 12 3 4 5 6 7 8 9 10 11 ^
I ) , , bTT-) 1
%2 / / /
< < / / / /
20 100 200 400 600 800
^.^100 15,2
1,3
^200 3,9
19,6
)1,8
19,7
400 21,1
13^
14,5
10,3
600 22,4
6,9
1,0 12,321,4 27,7 14,611,9 3,63,2 1,1 1^ ,61,3
- 3,9 14,5 21t121,1 25,0 2,67.9 1.3 - - 2^6
17,1
3^6
800 5,3
1,8 2,6
.3 _
Figur 3- Die Häufigkeitsverteilung der Akkumuiationszonen
in RC-1 1973*1977 (ausgezogene
Linien) und während des Frostgraupeins
oder Hagelfalles 1974-1977 (gestrichelte
dicke Linien). Der Zönendurchmesser ist
(D"-D'j; die Zonendicke ist (H^-Hj. Die
gestrichelte Linien sind Rauminhaltsisopiethen
in km^.
Die grSssten Häufigkeiten zeigen die Zonen
mit einem Rauminhalt von 40 km^ und im Durchmesser
von 4 km und mit einer Durchschnittsdicke von 3 km.
In einer kieineren Anzahl der Fälle überschreiten
diese eine Grösse von 300 km^, während die extremen
grossen Zonen um 1000 km^ sind,, tn den Fällen
mit Frostgraupeln und Hageierscheinungen sind die
Räuminhalte beträchtlich grösser - 120 km^, mit
einem Durchmesser und einer Dicke um 5,5 km, Allgemein
sind die Fälle der Zonendurchmesser und Dicke
über 6 km sei ten.
7^
MO
%8
M8
i76 ^5:
576
Figur 4. Situation mit schwächen Winden, AT 500 mb,
21 .5.1976 01 MEZ.
Wenn die Windgeschwindigkeiten in den niedrigeren
Schichten der Troposphäre grösser als in
den oberen sind, entwickeln sich die Woiken schwächer,
was bedeutet, dass die negative Scherung ungünstig
äuf die intensive Konvektionsentwickiung
einwirkt, obwohi die Winde relativ gering sind und
stärkere Aufstiegsströme anwesend sind. Das sind
Situationen, wehn in der baroklinen Atmosphäre
eine stärkere Winddrehung in zyklonaler Richtung
aufsteigend besteht, wo der stärkeren Windscherung
eine kleinere Wolkenentwickiung entspricht.
Bei mässigen Winden in der Troposphäre (1,0-^
V ^ 30 m/s) ist die, Konvektionsentwicklung, unter
anderen Faktoren., beträchtlich von der Scherung
abhängig. Es besteht eine Verbindung zwischen der
Wolkenhöhe und der Scherung, wo eine stärkere Scherung
eine schwächere Wolkenentwickiung bedeutet,.
Tabei ie 1 .
H

-174-
Tabelle 1. Maximale Echogipfel höhen an dem RC-1 für die Periode Mai-September 1973*1977 in der
Beziehung auf die Mtndintensität in der höheren Troposphäre, wo n die Zahl der Fälle
ist. Situationen mit Frostgraupeln und Hage! sind ausgeschieden.
Maximale
Windgeschwindigkeit
(m/s)
Scherüng (S) von
500 bis 300 mb
(m/s)
Mittei
(km)
Standarddeviation
(km)
Minimum
(km)
Maximum
(km)
A A Fal1
Mittel
(km)
V ^ 10
32
11,2
2,8
5,4
15,8
21
12,2
10 < V =s 30
0 < S =s? 5
5 < S ^ 10
10 < S ^ 15
15 < S ^ 20
31
37
11
3
10,1
9,7
3-5
8,0
2,2
2,8
1,8
1,1
6,2
4,7
5,9
6,7
13,8
16,2
'1,3
8,8
14
17
4
10,8
11,0
9,7
30 < V
0 < S ^ 10
10 < S ^ 20
20 < S ^ 30
4
10
3
9,9
9,3
7,9
2,1
2,1
2,9
7,0
6,5
5,1
12,0
12,7
10,8
12,9
11,1
7,9
V < 30
S < 0
18
10,6
2,6
5,8
14,7
14
10,6
Summe bzw. Mittel
149
10,0
2,6
4,7
16,2
79
11,1
Starke Höhenwinde (V > 30 m/s) können die Wolkenentwickiung
bis zu grössere Höhen ertauben, wenn
das Strahistromscherunsgebiet unmittelbar mit der
starken Baroklinität gebunden ist. inzwischen, hängen
in diesen Fäiien die Woikengipfel von der Lage
der Windmaxima ab, hinsichtlich dass die negative
Windscherung über die Strahlstromachse die Konvektion
verhindert. Intensive Scherungen geben immer
eine kleine Vertikalehentwickiung der Konvektionswölken.
3.2 Bezi ehung zw!sehen Wind ühei Mölke'nbeweguhg
Die Anaiyse an den RC-6 (1973-1974) hat gezeigt,
dass bei grösseren Windgeschwindigkeiten
eine Koreilationsbez.iehung zwischen Lenkung und
Echohöhe besteht, im Verhältniss an die Winde auf
700 mb Fläche ienken sich die Echos nach rechts umso
mehr als ihre Gipfei höher sind.
(km)
Auf Figur 5 sind die Molkenechoablenkungen
von der Winde auf 700 mb in der Abhängigkeit von
den Gipfeihöhen für 29 Fälle der Windgeschwindigkeiten
grösser als 10 m/s dargestellt. Die Echoablenkung
von der Windrichtung ist an die Windrichtungsänderung
mit der Höhe gebunden. Die ausgesprochenen
Echoablenkung sind in meisten Fäiien an dieselben
Winddrehungen mit der Höhe gebunden. Diese
Ablenkungen können durch Momentübertragung von der
höheren Troposphäreschichten, wo auch die Geschwindigkeiten
grösser sind, erklärt. Deshalb stark vertikal
entwickelte Wolken lehnen sich mehr nach
rechts als die schwächer entwickelten ab. Die Winddrehung
nach links ist in der freie Atmosphäre meistens
durch eine warme Advektion in der Höhe, welche
nicht ermöglicht eingstärkefe KönvektiOfiswSl^
kenentwicklung, begleitet und deshalb sind die
Echos, weiche nach iinks ablenken, erheblich niedriger.
Der Koreilationskoefizient beträgt 0,67-
4. BESCHLÜSSE
Die Anaiyse der Radarangaben für die Sommermonate
zeigt, dass die Konvektionswoikenentwicklung
intensiver, wenn die höheren Temperaturen sind,
ist. Die Konvektionswoikenakkumulationszonen haben
einen Rauminhalt von einigen etwa zehn km^, während
bei den Wolken, welche Hagel gegeben haben,
sind erheb]ich grösser.
12
811
10
§9
o /8
6-9
% = 0,091S*8,9
Stärkere Winde wirken ungünstig auf die stärkere
Konvektionsentwicklung, während gleichzeitig
stärkere Mindscherungen die Höhen der Woikengipfel
begrenzen. Die Lage starker Höhenwinde und die
starke Scherung definiert gut die Wolkenhöhe,, weil
sich mit dem Windgeschwindigkeitszuwachs die Höhen
der Woikengipfel vermindern umso mehr ais die Scherungsintensität
grösser ist. in Situationen mit
schwachen Winden, wenn die Windscherung vernachlässigt
ist, bei ausgesprochener Unstabil ität gehen
die Wolkengipfel um einige Kiiometer in die Stratosphäre
über.
tmks
rechts
-30 -20 -10 0 10 20 30 40 50 (*)
Figur 5. Die Ablenkungen der Bewegungsrichtungen
der Wolkenechos vom Wind auf 700 mb ih die
Echogipfeläbhängigkeit an dem RC-6 (1973-
1974). Die Kreischen bezeichnen die Wind*
abweichung in der umliegenden Atmosphäre
mit der Höhe nach rechts, und die Dreieckchen
die Abweichung nach links.
5. REFERENZEN
Battan,L.J., 1973: Radar Observation of the atmosphere.
University of Chicago Press, 324.
Ge!o,B., 1976*: Razvoj 1 gibanje konvektivnih oblaka
u sjevernoj Hrvatskoj u razdobiju radärskih
mjerenja. SveuciTiste u Zagrebu, mag.rad.
Zagreb, 81.
Stepanenko.V.D., 1973: Radioiokaeija v meteoroiogii.
Leningrad, Gidrometeoizdat, 343-
Sulakvelidze.G.K., 1967: Livnevieosadki i grad.
Leningrad, Gidrometeoizdat, 412.
WMO, 1972: Parameterization of sub-grid scale processes.
GARP publications series No. 8.

-175-
551 ,509.313:517,52
.FEHLER NUMERISCHER WETTERVORHERSAGEN IN
SPEKTRALER DARSTELLUNG,
Günter Fischer und Irene Bernhardt
Meteorologisches Institut der Universität
Hamburg, BR-Deutschland
Abstract The numerical 24 and 48 hour
forecasts and initial analysis of the
500 mb height field, performed by the
DWD,Offenbach, have been expanded into
Fourier series aiong certain latitudinal
circles (45°, 55°, 65°N) with the aim
to study the amplitude and phase errors
within the zonal spectrum. The main object
is the Präsentation of systematic
amplitude errors in various forms,.
Züs ammenfassuna Die vom DWD,Offenbach,
erstellten 24-und 48stündigen numerischen
Vorhersagen sowie die Ausgangsanalysen
des Geopotentialfeldes 500 mb wurden
entlang dreier Breitenkreise (45°,
55°, 65°N) einer FourierZerlegung unterworfen
mit dem, Ziel, die Amplituden-und
Thasenfehler innerhalb des Spektrums herauszustellen.
Das Hauptaugenmerk liegt
auf den systematischen Amplitudenfehlern,
die in verschiedener Form dargebracht
werden.
1. EINLEITUNG
Es ist bekannt, daß numerische
Wettervorhersagen Defekte aufweisen
(Fischer (1975)), die, außer zufälligen
auch systematische Anteile besitzen.
Letztere werden, soweit bekannt, mit herangezogen,
um die Vorhersage zu verbessern
(Büschner et al (1973), Brown and
Fawcett (1972)). Um diesem Aspekt der
systematischen Fehler auf globaler Grundlage
näherzukommen, erscheint eine spektrale
Betrachtungsweise sinnvoll. Sie
gibt darüber hinaus Auskunft, wie gut die
einzelnen Spektralbereiche des großräumigen
synoptischen Feldes durch die numerischen
Prognosen erfaßt werden (Miyakoda
et al (1971)). Die nachfolgende
Studie ist als ein Test in dieser Richtung
zü werten, wobei jedoch noch nicht
alle Aspekte verfolgt werden konnten.
2. DATENMATERIAL
Aus den auf Magnetband gespeicherten
24-und 48stündigen Vorhersagen sowie
Analysen des DWD,Offenbach, wurden während
des Zeitraumes 1.1. bis 31.7.1976
das Geopotential Z der 500 mb-Fläche entlang
der Breitenkreise 45°, 55° uhd 65°N
harmonisch analysiert, d.h. einer Fourier-
Entwicklung (abzüglich des Breitenkreismittelwertes)
o*t
cos n^ + b sm nA )
i
n
= iAn'°- (n-X - ^)
unterzogen. Hierbei ist n die sogen.zonale
Wellenzahl, d.h. die Anzahl der Tröge
oder Rücken der Teilwellen pro Breitenkreis,
A die geographische Länge; a^
und b
n
bedeuten die Fourier-Koeffizienten,
die mit der Amplitude und dem Phasenwinkel
durch
,2 .2 . .2
(2)
(1)
verbunden sind. N gibt die Anzahl der
Teilwellen an, bis zu der die Fourier-
Synthese durchgeführt werden soll; in
unserem Fall ist N = 10.
3. FEHLERDARSTELLUNG
Bezeichnet man mit den oberen Indices
"V" und "E" jeweils "vorhergesagt"
und "eingetroffen", ferner mit "0" die
Ausgangsanalyse, so gilt
AV
n
- F
n
.Amplitudenfehler der
n-ten Welle
(3)
A^ -A*? : Amplitüdehentwicklung
^ ^ der n-ten Welle
Entsprechende Ausdrücke lassen sich auch
für die Phasenfehler und Phasenentwicklungen
aufstellen.

-176-
Besonders günstig erscheint es, einen
gegebenenfalls vorhandenen systematischen
Fehler der Amplituden, z.B.;durch
die Regressionsgerade
^n - A°) = a (A^ - A^) + b (4)
zu repräsentieren, eine Gerade, welche
durch die Punktwolke der Einzelfälle so
gelegt wird, daß die Normalabstände zum
Minimum werden. Das Vorzeichen der Steigung
zeigt an, wie der Amplitudenfehler
mit der Amplitudenentwicklung korreliert
ist, solange b klein ist, d.h. die Gerade
ihren Durchgang in Nähe des Nullpunktes
hat. Um die Strammheit der Geraden
zu definieren, wurde durch die Punktwolke
eine Fehlerellipse gelegt und als
Streumaß das Verhältnis s der kleinen
zur großen Achse gebildet.
Ein weiteres Maß, welches mit Vorteil
benutzt werden kann, ist der mittlere
quadratische Fehler der nach Williamson
(1973) in folgender Form entwickelt
werden kann
^ = < - ^ ^,
Hierbei wurde von der Orthogonalität der
Sinus-und Cosinusfunktionen in (1) Gebrauch
gemacht. Das erste Glied auf
der rechten Seite verschwindet, wenn
vorhergesagte und eingetroffene Amplituden
gleich sind; für das zweite Glied
gilt dasselbe in bezug auf die Phasen.
Deshalb wollen wir folgende Definitionen
verwenden
quadratische Amplitudenfehler
^= AX d ' cos (^ .^)) (6b)
quadratischer Phasenfehler
4. ERGEBNISSE
In der Abb.1 sind für 55° Breite
und den Sieben-Monätszeitraum die Mittelwerte
A^, A^ und A^ - unterteilt nach
24- und 48stündigen Vorhersagen - aufgetragen.
Diese relativ einfache Betrachtungsweise
zeigt, und das zutreffend für
alle Wellen, daß die Amplituden im Mittel
zu klein vorhergesagt werden.
Was das Verhältnis Amplitudenentwicklung
und, Amplitudenfehler, entsprechend (4)
anbelangt, so ist a im allgemeinen negativ
uhd b klein, so daß man daraus die
Aussage gewinnt, daß die beobachteten
Amplitudenänderungen bei der Prognose
unterschätzt werden; dieser Tatbestand
betrifft ebenfalls alle Wellen, wenn
auch im unterschiedlichen Maße; so liegen
die relativ kürzen Wellen in dieser
Hinsicht schlechter als die relativ langen
Wellen. Als Mittel für die Steigung
resultiert ass -2,5 (beachte, daß die Steigung
Coden Idealfall einer perfekten Vorhersage
der Amplitudenentwicklung angibt!).
Die Streuung s liegt zwischen 0,3 und
0,6; d.h. die Punktwolken sind so gestreckt,
daß die Geraden im allgemeinen
gut hindurchgelegt werden können. Ein
Beispiel mit n=4 und der Breite 55° ist
für die 48stündigen Veränderungen lh
Abb.2 aufgetragen (der hier benutzte
Zeitraum umfaßt nur das 1.Vierteljahr
1976). Was die Phasenfehler anbelangt,
so ist die Zuordnumg nicht so eindeutig;
die Streuung nimmt größere Werte an, so
daß die Geraden relativ schlecht definiert
sind.
Der mittlere quadratische Fehler nach
(5) ist ih Abb.3 aufgetragen, wobei noch
die Unterteilung entsprechend (6a) und
(6b) in Amplituden-und Phasenfehler vorgenommen
wurde.
Zugrunde liegen die Verhältnisse in 55°
Breite für den Sieben-Monatszeitraüm und
48stündiger Vorhersage. Auffallend ist
der relativ große Phasenfehler bei n=1
- diese Wellen sind im allgemeinen retrograd
- und n=2; ansonsten überwiegen
die Amplitudenfehler gegenüber den Phasenfehlem
.
5. ANMERKUNG
Wenn auch die Grunddaten aus den
Vorhersagen des DWD stammen, so sind die
Ergebnisse doch auf die numerischen Wettervorhersagen
im allgemeinen (Button
(1973)) übertragbar. Es erscheint nach
diesen vorläufigen Ergebnissen denkbar,

-177-
besonders die Amplitudenfehler, die im
gesamten Spektralbereich eine zu kleine
Entwicklung bzw. Abschwächung vorhersagen,
durch eine statistische Behandlung
der Maschinen-Prognosedaten teilweise
zu kompensieren.
Die Fehler wurden im Absatz 4 mehr qualitativ
und exemplarisch beschrieben;
das ist dadurch bedingt, daß die Studie
einmal noch nicht abgeschlossen ist,
zum anderen die vorliegenden Ergebnisse
gezeigt haben, daß die einzelnen Fehlerwerte
noch von Breitenkreis zu Breitenkreis
verhältnismäßig starken Schwankungen
unterliegen. Eine Darstellung, die
diesen Sachverhalt eingehender beschreibt,
ist in Vorbereitung.
6. LITERATURVERZEICHNIS
Brown,H.E.,E.B.Fawcett,1972: Use of numerical
guidance at the National
Weather Services National Meteorological
Center
J. Appl .Met .Ij., 1175-1182
Dutton,N.J., 1973: Errors in 48-hour
movement and development of the
Computer forecast 500 mb throughs
and ridges: american and british
models compared
Met.Mag.j02,No.1209 * 97-109
Fischer,G., 1975: Wettervorhersage
per Computer
Umschau,Heft 9, 266-273
Miyakoda,K.,1972: Cumulative results of
extended forecast experiments.
I . Model Performance for winter
cases
Mon.Wea.Rev.100,No.12,836-855
Williamson.D.L., 1978: The relative
importance of resoiution and diffusiön
on short-range forecasts
with the NCAR global circulation
model
Mon.Wea.Rev.106.69-88
so
so
70
ec
50
40
30
20
yo
4 eingetroffen
C24-Std. Vorhersage
C48-Std. Vorhersage
0 9 #o n
Abb.1
Mittlere Amplituden der ersten 10.Teilwellen über den Zeitraum
1.1.bis 31.7.1976 in 55° Breite

3^
^9
o-
100
100
Abb.2
Amplitüdenentwicklung (A^ - A^) (Ordinate) gegen Amplitudenfehler
(A^ - A^) (Abszisse) für n = 4, 48stühdige Vorhersagen und 55° Breite.
Zeitraum 1.Vierteljahr 1976. Die Ausgleichsgerade nach (4) hat die
Steigung ä = -2.8, die Punktwolke besitzt die Streuung s< = 0.4
100
aoo
BOO
200
"M-STQ
700
-178-
too-
50-
25-
25-
-50-
75-
30C-
10G-
1 2 34 5 6 7 8 9 10 1 2 3 4 5 6 7 8 910 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 n

-179-
551.556.4(234.3)
TRANSPORT AND DEPOSITION OF SAHARAN DUST OVER ALPS
France Prodi and Giorgio Fea
IFA-CNR, Sezione Nubi e Precipitazioni
Bologna, ITALY
Abstract Filters from ten years (1968-1977) of
continuous air sampling at the Station of Plan
Rosa (3480 m.s.l.) have been inspected in order to
separate,by coior and amount of deposit,the apparent
cases of transport of dust from Sahara desert to
the Alps. About 34 such cases have been evidenced
and the corresponding meteorological situations
discussed. Typical situations are:straight transport,
diverted with anticyclonic rotation and diverted
with cyclonic rotation. The relevahce of
the phenomenon to the alpine climate is also discussed
.
1. INTRODUCTION
It is well known that saharan dust can travel
long distances,, also northward to european countries.
The phenomenon is of interest to the alpine
climate for a number of reasons. The Alps are the
first obstacle which can reach the altitude at which
the dust is normally transported. The dust is also
removed by snow more frequently on the alpine area,
and in general "colored" snow is often observed over
mountains. "Colored" snow meits faster with hydrologic
and economic(on ski resorts) consequences.
Deposited on alpine glaciers,the dust from North
Africa provides hystorical record of the process.
Dustfall has been recently recognized of relevance
in soii formation during the quaternary (Jackson
et al,1973; and Yäaloh and Ganor,1973).
A study which the authors häve recently completed
on a case of particuiariy intense deposition
with rain of dust from Sahara over Italy and nearby
regions on May 18 and 19,i977 suggested further investigations
of the process as far as its frequency
and the meteorological situations favorable to
its occurrence are concemed.
The transported dusts have also an active role
on Iarge scale precipitation formation as condensation
and iee nuciei, and are passively removed by
precipitation seavenging mechanisms. Moreover, not
only the final removal stage by clouds and preeipitations
is important, but also the transport itself,
as the anomalous airborne dust concentrations have
effects on the radiative balance and ultimately produce
temperature variations in the troposphere.
The present investigation concerns the frequency
of the cases of transport and the related meteorological
situations.
2. ANALYSIS AND RESULTS
To detect the cases of Saharan dust transport
besides the cases of removal in preeipitations we
have relied upon cöntinuoüs air Sampling at the alpine
Station of Plan Rosa (3480 m.s.l.). It wouid
be advisable to have more informations on the verticai
profile of the concentration of the dust, but,
+ ]
Research sponsored by the Consiglio Näzionale
delle Ricerche (CNR) in the frame of Programma Finalizzato':"Promoziohe
della qualitä dell'ambiente"
at the present stage of the investigation, data
from this Station have been considered well representative
of the free middle troposphere. The Station
is also remote from possibiy misieading sources
of dust from antropogenic origin. The Station
öf Plan Rosa is Ohe of the 20 air sampling stations
of the air monitoring network of the Air Force Meteorological
Service organized, in Cooperation with
the National Research Council, oh the occäsion of
the International Geophysic Year, twenty years ago.
The network has: stations at different eievationsi,
from sea level up to 3480 m.s.l. Data from this network,
thöugh not comparabie with those obtained from
samplings on aircrafts, proved to be useful in many
öccasions. Each Station samples twice a day, from
0630 to 1800 U.T. ahd from 1830 to 0600 CT. Ih
this way the sampling periods are centered oh the
two main synoptic hours, those of the radipsoundings
at 0000 and 1200. Each filter in the time interval
samples 100 tit of air. Such an amount öf sampled
air, in the cases of exceptional desert dust transport,
allows enough dust to be coiiected för quantitative
determinations. At the surface stations
in southern Italy, closer to the mobilization area
of North Africa, the cases of filters with typical
colörs of Sahara dust are much more frequent than
at the Station of Plan Rosa, but not aiways indicate
long ränge transport.
A visual examination of the 7300 f ilters
fröm ten years sampling , from January Ist,1968 tö
December 31,1977 has been performed. Äs a basis for
coior comparison two series of four filters each
and differentcoior intensities have been prepared,
arbitrarily construeted on the intensities actually
observed at the alpine Station pf Plan Rosa.
g10
5
6)
E
3
5-
'
_^ 1968-77
JFMAMJJASOND
Frequency atong the year
Fig.l Mpnthly frequency of the cases of filters
with saharan du s t.

-180-
In the ten years period the filters with
visible deposit of saharan dust were 62 distributed
in 34 separate episodes. In Fig.l the hystogram
shows that higher frequencies are observed in the
period of the year with increase of temperature,
from March to August (with a maximum of ten cases
in July), if we exclude a relative minimum in June
(four cases) and a relative maximum in January (seven
cases). This is also in accordance with the
more frequent occurrence of dust mobilizing wind
(the ghibli) commonly observed in the countries of
North Africa in March, April,May.
Years with high frequency have been 1970
and 19.71, while in 1976 no one case has been observed
(Fig.2a). It is interesting to observe that the
great majority of episodes lästed less than 11.5
hours (only one filter with colored deposit) while
the episodes with a duration lönger than 48 hours
have been 3. This Observation can be obviously related
to the persistency of the surface Situation in
the mobilization area and in the upper troposphere,
or both, and to their type of evolution. The frequency
hystogram with the duration of the phenomenon
is reported in Fig,2b.
3*
0)0
Surface

-181-
at the surface over Sahara desert:
a- Straight transport, determined by a trough from
north to south down to Marocco, with a minimum
on Iberiä (Fig.3). Episodes observed :25. Three
different cases of this type of transport are
presented in Figs.6,7,8.
b- Diverted transport of anticyclonic type, determined
by ah ähticyclone centered on iberä-Marocco,
which drives air masses from Sahara toward
the Atlantic ocean and tums them aside back tb
central Europe and the Alps (Schema ih Fig.4
and a case presented in Fig.9). Episodes observed:
6.
c- Diverted transport of cyclonic type, determined
by a minimum on the Balkans, toghether with a
weak ridge near the european atlantic coasts which
drives the air masses from Sahära toward Asia
Minor, and tums them back from north-east to
the Alps. Episodes observed:3.
May 19 - 1977
yo
May 8 - 1971
5? .500
3-
K
r
Fig.8 Case, on May 8,1971 of direct transport
Oktober 3-1970
4ar
Fig.6 Case, on May 18 and 19,1977 of straight trans-
P°^-
March 21 - 197A
^"0
St
OiO
06
r
?0*
-4o
7
r
Fig.7 Case, oh March21,1974 of straight transport.
Fig.9 Case.on October3,1970 of diverted anticyclonic
transport
For very few cases among those of types b
änd c there is a remote possibility for the dust
to häve been originated in different regions than
Sahara desert. Transport of dust to very long distances
has been documented in the öccasions of
explosion of atomic bombs, and the Sahara dust i t ­
self is sampled in such remote areas as the Caribbean
Sea. However, the lower limit of the visible
amount sampled is so high that it seems highly impro-

-182-
bable that the sources are other than Sahara desert,
considering the many dilution processes
that should take place in this case. Also, for
the same few cases of diverted transport, the possibility
of local sources of eolian erosion nearby
the sampling Station cähhot be absolutely exciuded,
though the coior of the deposit does hot support
at all this possibility.
A list of the episodes of. transport in
the ten years period is i given with the type of
situations:
Date
Type Date Type
1968,111,31 to a 1972, I , 7 a
IV, 1
" 23 to 24 a
VII,9 to 10 a
VII, 9 a
XI ,11 a
XII, 14
1969,IX, 3 to 4 a 1973, 111,12
1970,1 ,24 c
VIII, 11
IV,22 to 24 a
" ,25
VI, .6 to 7 a
XI, 13
VIII, 6 to 7 a
XII, 30
IX, 30
1974 I , 1
X, 2 to 3 b
I I , 18
1971,V, 8 to 9 a
",21
19 to 20 a
I I I , 21
VII, 10 b
VII,15
17 a 1975, I , 7
VIII, 3 a
", 31
10 a V, 19 to 20
26 a 1977, I I I , 4
X^ 24
V,19
VII,3 to 4
Among the three cases of type ä presented
in Figs 6,7,8 , the one on March 21,1972 has been
documented also by Bücher and Lucas(1975) as fall
of colored snow in the. Pyrenees. On the contrary,
the cases of February 7,1972 documented by Bücher
and Lucas (1972) and March 9,1972 documented by Clement
et al (1972) have not beeh detected by the f i l ­
ters at Plan Rosa, probably a demonstration of the
very high scavenging efficiency of clouds and preeipitations
.
3. CONCLUSIONS
The investigation has shown that the cases
of intense transport of saharan dust over Alps
are relatively frequent and more numerous than the
observed cases of colored preeipitations. The types
of circulation at the upper levels and the conditions
for mobilization at- the surface which have been e-
videnced allow to make reasonable predictions few
hours in advance of the possibility of occurrence
of the phenomenon over Alps and Europe.
Due tö the many consequences on climatology
and other fieids the process deserveS a systematic
Observation, with verticai samplings from
aireräfts ät different levels, and with routine monitoring
at the surface by measurements of atmospheric
turbidity, besides the air sampling on filters.
4. ACKNOWLEDGMENTS
The authors wish to express their gratitude
tö Capt. Ettore Dietrich and to Sergts äimone
Farina and Sandro Primavera for the carefül inspection
and Classification of the filters.
5, REFERENCES.
Bücher and Lucas, 19.72 :Le nuage de poussiere rouge
du 7 fevrier 1972. Bull.Soc ;Hist..Naturelle
de Toulouse.! 108,3-4,437-455
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La Meteorologie, 23^Jan-Mars,Paris
53-69
Clement R., M.Ricq de Böuard ahd A.Thomas,1972: La
neige coloree du 9 mars i972. La Meteorologie,
24, oct-dec,1972,Paris,65-83
Jackson M.L.,D.Ä.Giilette,E.F.Danielsen,I.H.Biifford
R.A.Bryson, and J.F.Syers, 1973:Global *
dustfall during the quaternary as related
to the environments. Soii Science,116,n.3
135-145
Yaalon D.H. and E..Ganor„1973:The influence of dust
on soils during the quaternary. Soii Science,116,
146-155

-183-
551.509.313:551.558.2
INCLUSION OF THE OROGRAPHIC
ERROR IN THE NUMERICAL FORECAST MODEL
Petar GburSik
Savezni hidrometeoroloäki zavod
Beograd, Yugoslavia
Abstract. Differences between the predicted
and real upper-air änd sea-level
pressure distribution Charts were studied.
Error fieids were formed and i t was
found that regularities exist in the
life-cycle of error-patterns. Rather
regulär behaviour of these error-patterns
made i t possible to formulate prognostlc
rules and to obtain predicted error-field.
Predicted error-field was used for the
improvement of prognostlc Charts. This
was done in a "man-mashine" procedure.
The prognostlc rules made i t possible
to postulate a prognostic equation
valid for the error-field. This prognostic
equation was built into a numerical fore-^
cast model. In this way, a remarkable
improvement of the prognostic model, espeeially
of the sea-level chart in mountaineous
regions was achieved.
1. INTRODUCTION
geographical locations,
b) error-patterns bounded to speciphic
atmospheric processes.
I t is obvious that the first type
of errors was induced by the inadequate
introducing of topography in the prognostic
model. The second type of errors is
a concequence of differences between the
model and the real atmosphere. Since the
largest diferences occure in the sealevel
Charts, i t seems evident that the
error-field demonstrates the physics of
the real atmospheric processes in the
boundary layer, which are not included
in the model.
Regulär behaviour of the errorpatterns
made i t possible to discover the
rules of their life-cycle. These rules
were formulated as prognostic rules and
in further work the equation containing
the main features of the rules was
postulated.
Error fieids in mountaineous regions
and broader were studied in a series
of papers (Gburcik, 1971, 1973, 19'76).
First studies were connected with cold
air outbreakes over Balkan peninsula. As
ä consequence a ridge was formed, not
predicted by any of the prognostic models.
Some improvements of prognostic models
were suggested and further work was
oriented toward examination of complete
error fieids.
A twö-parameter numerical forecast
model with multi-level output was used
for investigation of the behaviour of error-fields
on a routine basis two times
daily. Important charäeteristics of error-fieltls
or error patterns existed
regulärly a few-days.
Two types of error-patterns were
identified:
a) error-patterns bounded to some
2. PROGNOSTIC RULES OF THE ERROR
FIELD
Error fieids were obtained from
numerical forecasts for the interval of
tWelve hours. Predicted field for this
interval was subtracted
from the real
field. In this way error field of twelvehour
forecast was obtained.
The life-cycle of error fieids
must be governed by equations
as
difference between the complete
obtained
equations governing the processes in the
real atmosphere and the equations of the
model.
In
other words the equations of
the model used for the prediction
of error fieids should represent the differential
physics, or the physics, of a
model which should compensate the dif-

-184-
ferences between the prognostic model and
the real atmosphere.
The regulär behaviour of errorfields
made i t possible to formulate
prognostic rules which govern the motion
and changes of intensity of individual
patterns. From improvements of the upperair
500 mb Charts and relative topography
from a two-parameter model, the greatest
benefit was obtained for sea level Charts,
where the relative error was aiways the
highest.
The prognostic rules obtained from
a study of several hundred synoptic situations
may be formulated in the following
manner:
a) Relatively broad areas of positive
and negative errors are stable and
continue to exist over a period of up to
three days.
b) Patterns of errors flow downstream
on the upper-air Charts with a mean
veiocity of 0,4 of the geostrophic wind.
c) Patterns of errors over rapidly
evolving centers change from day to day
and their intensity could not be extrarpolated
linearly.
d) The patterns of errors flow
around a cyclone or anticyclone on the
upper air chart.
e) When an error pattern overlaps
with the cyclone or anticyclone, i t is
very probable that i t will soon disappear,
or even change its sign.
f) Error patterns in mountaineous
areas are advected slower or stagnate.
The behaviour öf error-fields of
sea-level prognostic Charts is demonstrated
in Figs. 1. and 2. The centre of negative
error in the upper left corner of
Fig. 1. wäs advected in the subsequent 24
hours tö the south according to the
prevailing upper-air stream and rules a,
b and d.
The positive error centre over Ireland
was advected to north according to
same rules.
The stagnant centre of negative error
to the south of Alps is typical for
this area (Gburcik, 1971) and may be
explained with topographical influences.
KW
'3.
/Wo
3
Fig. 1. Sea-level chart for 00 GMT 22.5.
1976. Error field is represented
by dashed lines.
3
Fig. 2. Sea-level ehart for 00 GMT 23.5.
1976. The positive error pattern
moves around the anticyclone. The
negative error pattern caused by
orography is stationary.
PROGNOSTIC EQUATION OF THE ERROR
FIELD
7
There are two main freatures of the
error fieids that could be extraced from
the prognostic
advection of the error
IHM
rules. One of them is the
field and the
second is the change of intensity. The
equation that should reflect both of
these main characteristics should be
suitabie
forecast model.
for inclusion in the basic
Every prognostic model has its
own physics which is inevitable different
from the physics of the real
atmosphere. The diferences are mostiy
connected with the physics of the boundary
layer ahd the influences of mountains
(Yudin, 1968).

-185-
The mathemätical model of the behaviour
of error fieids is possible to construct
without knowing the sources of
errors.
The equation which describes the
advection dependent on topographic conditions,
changes of intensity and variabilities
induced by the daily course is
postulated in the following form :
F(t,x,y) = F (t^,x,y)+ 3 K^J(G-F(t,x,y), H(t,x,y))
where:F(t,x,y) - the error field;
H(t,x,y) - height of the 500 mb or
relative topography; g - gravity;
f - Coriolis parameter; G(t,x,y)-function
of intensity changes; K^p(x,y)-geographical
distribution of topographical influences;
J-the Jacobian Operator.
Important empirical funcions are
K^(x,y) and G(t,x,y) which regulate
the geographical distribution of advection
intensity and the change of intensity
of error field maxima.
The function K^(x,y) was obtained
by investigating the advection of a
Iarge number of error patterns over the
whoie area of Europe and Atlantic. The
value of this coefficient varies from
0,4 over Atlantic to 0 over Alps and
neighbouring areas.
Function G(t,x,y) has to be computed
for each Situation, taking in
account the previous behaviour of the
maxima of error fieids. Most
values obtained were in the interval
from 0,7 to 1,3.
This prognostic equation was
incorporated in a two-parameter multilevel
output model (GburSik, 1973), in
such a way that parallel two results
were obtained. One result was the uncorrected
forecast, necessary for the computation
of new error fieids, the other
was the corrected forecast necessary for
advection of error field and, of course,
as a better prognostic chart.
The prognostic model used was
improved significantly by introduction
of the procedure described. The correlation
coefficient of the upper air
Charts 500 mb and relative topography,
was improved for 8% and of sea-level
Charts for 15%.
4. CONCLUSION
Presented results demonstrate the
possibility of determination the regularities
of the behaviour of error fieids,.
Prediction of the future error field
leads to significant improvements of
prognostic Charts, specially of sealevel
prognostic Charts.
Since the prognostic equation of
error field includes effect of the boundary
layer, further investigation may
lead to better understanding or parametrisation
of processes not yet included
in prognostic models.
5. REFERENCES
GburSik. P. - 1971:
Prognostic Model with Orographie
Influences Idöjaras, No. 1-2, pp. 15-19.
- 1973:
Zweischichten Vorhersagemodell
mit dem Einfluss der erzwungenen Vertikalgeschwindigkeiten
über Alpen und Karpaten.
VI
Konferencija po meteorologiji Karpat-
Kiev.
- 1976:
Improvement of Prognostic Charts
by Introducing a semi-subjective Procedure
into the Numerical Model. WMO Symposium,
Warsaw.
Judin, M. I . , Kudashkln, G.D. - 1968:
0 vibore i primenenii analogov
v celiah utochnenia chislennih prognozov
pogodi Trudi GGO, Vipusk 197, Leningrad.

-186-
551 .511.3:551 .558.2
SOME MESOSCALE METEOROLOGICAL PHENOMENA
INVÖLVED BY THE MOUNTAIN
Mladjen Curid
Institute for Meteoroiogy, University of
Belgrade, Yugoslavia
Abstract I t is presented the
equation for pressure change aiong the
streamline at the windward side of
mountain by condenzation of individual
air parcel. The different verticai
veiocity of air parcel and change of
Condensed water in äir produce faster
decrease of pressure with height than
given by static one. At the top of
mountain the pressure can be greater
for one or two mb than in surrounding
atmosphere at the same height.
1. INTRODUCTION
From the available literature we can
see that interest of the scientists for
studying influence of orography on the
flow field is great. The different aspects
of orography influence on flow field
are studied. I t is necessary to know
what does the flow field around and
over mountains like for a local forecasting
of weather as well as for including
the flow into models of general circulation
of the atmosphere.
The uniform flow will be deform
when i t comes to the mountain barier.With
this deformation the change of all meteorological
characteristics which describes
the state of the atmosphere will be
caused. If we calculated all the meteorological
characteristics which are invoived
introducing the orographie barrier
in flow the probiem of influence of
mountains on weather will be solved. T i l l
now some of those characteristics are
solved on the satisfäctory way.
Among the others Musaelyan (1964)
determined the shape öf the streamline
behind the mountains, using the linearized
equation of motion, continuity and
adiabätic equation. In the same way
Jones (197 0) obtained the waveform of
streamlines behind the mountain. He has
solved the linear vorticity equation in
the d intens ional form.
We can see the characteristical
shape of streamlines also in front of
the mountain, Wong (1972) investigated
the three-dimensional effects on the
flow upstream the mountains (whose
shäpe is simple). Wong considered the
steady flow of a stratified, incompressible
and inviced fluid over a mountain
ränge. He concluded that stratified wind
flow around rather than over a mountain
peak.
lines in front of and behind the barier.
The other phenemeno« is appearänce low-
-level jet parallel to the ridge of the
mountain. This low-level jet is obtained
by Mason and Sykes (1978). They considered
the model equation for two-dimensional
inoompressible Böussinesq^s fluid.
Brighton (1978) has obtained the similar
form of the streamline by experimentai
procedure.
Some other mesoscale meteorölogical
phenomena are invoived by mountains äs
stemming zones (CadeZ, 1961), cyclonic
or anticyclonic föhn with or without
windward stemming zone (Cadez, 1976). One
öf the mesoscale meteorological phenomenon
which is invoived by mountains is
thermodynamical decrease of pressure, The
purpose öf this paper is to describe,
under definite conditions, how big is
this decrease pressure in mountains.
2. EQUATION FOR PRESSURE CHANGE
ALONG THE STREAMLINE
Let us consider one streamline over
the mountain which is shematically represented
in f i g . ( l ) . Aiong this streamline
Fig. 1 Schematic illustration of the
mountain and streamline
So, i t can be said that the first
phenomenonwhich is invoived by the mountains
is appearänce waveform of streamfollowing
the equation of motion and
equation of the first principe of
thermodynamic för moist äir we can obtain:
dz dT ^ , dm
dt ^ 2'
C TTT + L dt
= 0 (1)
where w is verticai
p dt
veiocity, dT and dm
change of temperature and mass in individual
air parcel with unit mass, L - latent
heat of condenstaion. Suppose that
the eomponent of verticai veiocity is
greater than horizontal so that i t can be
identified as total veiocity of parcel.

-187-
This approximation is not so bed if the
slope of mountain is great. The change
of temperature can be expressed in
equation (1) by the change of pressure
with height. Ih this case the relationship
between pressure and temperature is
expressed by equation of reversible adiabate,
[w!,C^ + ( -n"*) c] -+ cL( 7Hv ^) - w,T?, ^ = O , (p )
where m is the mass of dry air, m
the mass of water droplets, m " m^ss of
water vapor, e ,c - specific^heat with
cohstänt pressBre for dry air and for
water, p and R pressure and gas constant
for dry air respectivly.
It is necessary to express the
term dP-Zp- with dp/p. It wili be
attained with the equation of State of
moist air
dp d(mR) dT dV
p " mR T ' V
and equation of State of dry air
dpg dT dV
-p- = T- ' *
where m, R - is the mass and gas
constant of moist äir respectivly and
V volumen of moist air.
From (2), (3) and (4) we yield
/ C^Z Cp[- — TV ^ ^ J_

^188-
where:
T, the temperatüre öf individual
air parcel, and surrounding air; g
the maximal specific humidity of individual
air parcel and surrounding,
= '/in '^"S^: , the coefficient of entrainment,
4* has the value one in the
cloud and zero outside of i t .
When the air parcel is starting
to l i f t i t has not be saturated. If i t
is not saturated the specific humidity
will be changed with height to the condenzation
level, Zt , only by entrainment.
From the definition we have
4

-189-
551.509.322:551.55(234.37)
THE ANALYSIS OF THE INFLUENCE LEFT BY THE ROMANIAN CARPATHIANS
UPON WIND FORECASTING IN ROMANIA
Popesea Qheorghi$a,Militaru Florioa
Institute of Meteoroiogy and Hydrology
Bucarest, Romania
Abstract The deformationa undergone by
the wind in oroaaing the Carpathiana, depending
on the orientation and ahape of
the alopea, on the height and succession
of the mountaineous maasifs. A mioroaoale
analyaia ia performed by means of a grid
having 67.5 km aectiona. A Computing programme
helpad to establish the relation
between real wind and geostrophic wind introducing
an altitude influence term in
the expression of the respective componenta.
Specific nomogramea have been drawn
for each relief unit.
The wind iateasifieationa in Romania
are determined by the links occurring between
the main baric eentera acting in Europe:
the Azoric anticyclone, the Scandinavian
anticyclone, the Syberian anticyclone
and the depreaaionary field inthe
aouth and south-east of the Continent.
Analyses have been performed on the
synoptic circumatancea determining wind intenaifieationa
to 10 m/a for the period
between 1964-1968, taking into account the
poaition of the Carpathians chain compared
to the circulation direction.
From the analyaia of the synoptic
situations in the previously mentioned period
of time, the main bario types were
established as determining the wind intensification
in our country.
The conoluaion has been drawn that
wind intenaifieationa exceeding 10 m/a
occur most frequently aiong the westem
direction as well as aiong the north-western
and northern ones. These intenaifieationa
can be recorded in most regions
of the country. The baric gradient at the
soll level, for Europe, has generally been
higher than 8 mb/1000 km going up to26 mb/
1000 km while that of the isohypses at
TAg^p mb (between 10 and 24 damg/1000 km).
For the country, the baric gra -
dient was computed and found to be something
between 1.4 and 3.8 mb/100 km* Ia
such circumstanoes, the wind intensified
in moat part of the country with apeeda
up to 23-30 m/s while in mountain regions
with up to 40-50 m/s.
The prediction mapa provide informations
concerning the macrosoale geostrophic
wind. For the forecasting routine
a more detailed analyaia ia of interest
for the study of real wind deviation
from the geoatrophic one in certain regions
of our country; auch analyaia caa
be achieved using the known equations for
Ug and 7g (the geostrophic wind components).
Considering the fact the meteorological
stations are aituated at different altitudes
ln expressing the respective compoaeat
a term was used to reader the influence
of altitude^ so that the equations
employed are of the following form:
f/;*- R7*3P ^Z'
P 3y ^3y
Both the intensity and the direction
of the geostrophic wind are computed
and then the relation between these values
and those of the real wind ia established
for the smaller regions.
This analysing procedure was approached
making uae of the data for oaaes
of wind intensifications exceeding 10 m/s,
occurred in several areas of the country.
A 67.5 km scan grid was chosen, and
the corresponding values for each grid
poind function of the values at the neigh-

-190-
bouring stations.
The working programme has been set
np for the oomputation of Ug and VgSawell
as of the temperature gradient. The computation
of the gradients was done by
the finite differences method.
Through thia method, the value of
the probable speed and direction of the
real wind, knowing the real wind computed
from the prediction maps and, at the same
time, both the influence of the mountaineous
chain and the local physico- geographical
conditions were numericälly solved.
Taking into account the fäot that
both the wind direction and intensity at
the aoil aurface as well as at 100 and 500
m levela represent oharacteristic aspects
for each region, bordered by the Carpathians
ohain, the correlations between
the wind direction and intensity were a-
nalyaed at these levels, per season, corresponding
to the typical aynoptic situations
of wind intehsificatlon exceeding
10 m/s at the soii level.
The wind data have been analysed at
the 19 meteorological stations within the
interval 1964-1968, oaloulating, at the
same time, the frequency per relief zones
(piain, hill, mountain) and also per season.
In table 1 the mean values are entered
as computed for the coefficient of
wind intensity and the wind direction deviation
at 100 m level (r^d^and 500 m
(?2fd*2) respectively, for the hill and
mountain regiona in wintertime.
Table 1
7.007 'i0,25j
7J52fi0,25;
77
37
W/IS oncfMOLWMNS
097 'iO,75J
7,OdfiO,75;
76
27
Making use of the values in
1, the graphs were obtained.
table
Making use of such curves the influence
of the mountain chain position
upon the wind direction and intensitywithin
the layer from the aoil surface up to
500 m altitude.
An objective method for surface wind
prediction is based on the 900 mb wind
which can be used with greater accuracy
than the geostrophic wind up to speeds of
10-12 m/s, because it considers the friction
effect still existing at the 900 mb
level.
Due attention should be paid to the
temperatüre gradient in the lower layer
and similarly to the main cause of nonperlodioal
variations of the wind characteristics
which is the non-uniformity of
the bario field and disturbance of atmospheric
moments.
Making uae of the data referring to
wind direction and intenaity, obtained by
air probing for 00 GMT (significant for
nighttime) and at 12 o'clock GMT(relevant
for daytime) the following Classification
were done:
- 6 ciasses of temperature gradients
were delimitted:
The temperatüre gradients were compated
considering the temperature at the
surface and the one at 900 mb from aurface
and the following notations were made:
G^(5.5), Gg(4.0-5.4), G^(2.5-3.9), 64(1.0-
2.4). 65(0.5-0.9), Gg(-0.6)
- 5 ciasses of windspeed marked:
Il(5-9 m/s), IgdO-^ m/s), 1^(15-19 m/s),
1^(20-25 m/s), Ig( 25 m/s).
- 8 claases of wind direction (45°
sector)
The data for 3 representative locationa
were analysed for the regions bordered
by the Carpathians chain for the period(1964-1968).
All incomplete cases wera
eliminated together with the cases of mild
wind.
ded
Each surface wind vector was divl-
into two components:
p - aiong the 900 mb direction (positive
aiong wind direction)
q - in right angle with the wind direction
(positive aiong the low
pressure direction)
An °6 angle wa8 defined as the angle
formed by the wind at the soii surface
and the one at 900 mb.
Table 2presents the results obtained

-191-
for wind characteristics of the 6g and 6^
gradient ciasses aa well aa the most frequent
direction olassea 2; 3; 5 and 7 and
intenaity ciasses during daytime and nighttime.
Table 2
5jL
Gj
G,
G^
G?
G^
0.5
30
-7.7
7=6
04
-7.6
23
29
-2.7
305
h07
0.7
73
-27
055
-7.03
0.6
04 !-760
27
09 5.7
06 -774
03 -27
007 -729
073 -9
007 i29
02
07 [-2^
7.3
M9C0
04 -778
03 -728
03 05 02 -4.2
7.07 -06 0.07 -4.7
3.6 -7.6 04 -72
-44 -26 0.7 -74
3.7 -7 7 Q4 56
3.7 -7.6
0.7
45
By oomparatively analyaing the
oharacteristic values, p, q,-^^ and*^ ,
the temperature gradienta oan be deduced
as well as the size of wind rotation, the
natura öf advection and the
daytime.
influence of
It is oonvenient to aaa graphic
repreaentationa in which the aasoclatioh
between and the direction ciasses
or the temperature gradient should be
achieved, or the association between

-192-
551.509.2:551.509.317(23)
551.515.8
OBJECTIVE CROSS SECTION ANALYSIS
Drazen Gläsnovid
Hydrometeorolog ical tnst1 tute
Zagreb, Yugoslavia
Abstract The objective cross section analyses based
on thermal souding observations äs input data
are shown. The technique emptoys a Herrnite polynomial
interpolation scheme in tne isentropic coordinate
System. The method is applied to the analyses
of zonal cross sectionson22 July 1973 12 GMT.
The results emphasize the Iarge energy invoived in
a process of upper level frontogenesis during an
approach of reiativeiy warm polar stratosphere and
the cold subtropical troposphere at the tropopause
discontinuity above the Alps region.
1. INTRODUCTiON
The objectiveiy analysed verticai cross sections
ean be used as diagnostic diagrams to realize
a fine resoiution öf baroclinic structure, partjcuiarty
in the area of frontal zones. tt is known
that isentropic cross section analysis is advantageous
in this sense. In the first place, the atmospheric
motions are mainiy adiabätic ahd the air
flows aiong isentropic surfaces. This means that
frontal surfaces are situated aiong the sloping
isentropic surfaces and, accord ihgiy, the frontal
discontinuities are very smail. The crowdihg of
isentropes is proportional to the potential temperature
increase with height and gives a measure of
static stabiiity. This crowding exists in area of
fronts and near the tropopause.
The analysis technique suggested and applied
by Shapiro and Hastings (1973) includes the iinear
interpolation in the verticai as a first step and
Herrnite polynomial interpolation in the horizontal,
as a second step. In order to achieve a more detailed
information about the verticai structure pf
the atmosphere, various derived f ieids can be computed.
Overlapping second-order Lagrangian polynomial
s were applied by Whittaker and Petersen (1977).
One of the purposes of this work is an improvement
of the objective anaiysis in the case
studies and investigations of the meso-scale motions
and the frontal Systems in the Alps region.
The appiication of the analysis method in this
area is the objective of this study.
in the next Section a brief description is
given of the computational procedure used in this
work.
2. OBJECT!VE COMPUTATtON ROUTtNES
2.1 Primary objective analysis
tn order to form the cross-sectional isentropic
objective analysis, theHermitiah interpolation
scheme is used in this work not only in the horizontal
direction but aiso verticaily. The zonal
cross sections extended aiong the latitude of 45°N
from 17°W to 43°E are construeted with 3 degrees
of resoiution in the horizontal. Fourteen sounding
stations on 22 July 1973 12 GMT are considered. The
first significant level, tropopause and all mandatory
leve) observations up to 100 mb are taken into
account. It is necessary to note that only temperature
data on the pressure levels are used. The
sounding stations to compute the cross section anaiysis
were: ship K, La Cortuna, Bordeaux, Lyon,
Payerne^ Milano, Udine, Zagreb, Szeged, Bucurest,
Constanta, Simferopol, Tuapse and Mineraine Vodi.
tn order to achieve a successfu)) analysis
it is necessary that the potentiai temperature aiways
increases with height and the thermal stability
parameter everywhere remains negative. Therefore,
these values must be strictly monotonic in the
verticai. An additional attempt is made to ihsure
the verticai consistency änd to avoid unreai istic
superadiabatic layers. Espeeially, it is very important
how the thermal stability parameter is computed,
because the foregoing condition, in the f i ­
ni te-diff erence approximations, is not aiways satisf
ied. For this reason, another more suitabie relation,
derived from the Isentropic hydrostatic
equation, is introduced in the form
30
3p
where K is 2/7. From these values the thermal stabil
ity information is derived in each given point
where the potential temperature änd pressure däta
are available.
tn order to obtain the accurate values of the
geopotential at the verticai interpolation points
an adequate computational scheme ts construeted.
Since the complete analysis is made in isentropic
coordinates in reference to the z-system, this
scheme is derived from the isentropic hydrostatic
equation in a form
36 °
where the Montgomery potentiai M and the Exner
function TT are defined by the relations
M = tre +

-193-
face level. tn comparison with the actual data of
geopotential, it is shown that very satisfactory
results are obtained by means of described routine.
Finally, the Hermitian scheme is applied to
the horizontal interpolation. On the cross-sectiona)
grid points verticai distributions of potential
temperature, geopotential height and pressure
are obtained.
2.2 Objectiveiy derived fieids
In order to obtain more complete insight into
the verticai structure of the atmosphere, various
fieids are derived from primary objective analysis.
The normal eomponent of the geostrophic veiocity
field is computed from the geopotential heights. On
the other hand, the verticai eomponent of potential
absolute vorticity is derived from thermal stability
and the Laplacian of geopotential heights. )t
should be noted that the potential absolute vorticity
may be used to trace the stratospheric-tropospheric
mass exchange processes.
As the next step of anaiysis in this work, an
additional attempt is made to compute the energetic
changes across the isentropic surfaces. Conceptuaily,
one wishes to obtain the changes of function ü,
defined by the product of the potential temperature
6 and the Exner function tr. This function is the one
of two terms in the Montgomery potentiat expression,
having the specific energy dimension and it is proportional
to the internal energy per unit mass.
)n addition, from the hydrostatic equation an
appropriate criterion is derived in order to provide
a corresponding physicai interpretation. tt is
easily shown that in case of the hydrostatic equitibrium,
when the constant Montgomery potential, geopotentiai
and isentropic surfaces exist, the rate
of change of the function n, in the surrounding of
grid-point, must be zero. In this case the isentropes
and isotherms coincide. On the other hand, if
in some of the isolated area the temperature increases
or more decreases with 6, then the corresponding
ciosed cores of increased or decreäsed internal energy
appear in the cross section. Exceptionälly, this
criterion may be used as a measure of a deviation
from the hydrostatic equilibrium.
For the purposes of computation, we define a
nondimensional number E as a ratio of the ü-funetion
change e across the isentropic surface and the Exner
function derived from the hydrostatic equation.
This number may be written in the form
3(ir6)
36
3M
36
1 +
3(in fr)
3(in 8) (7)
In the mathematical sense, the number E is
defined in the intervat (- and it is iimited
on the right. Physically, a part of this intervat,
from 0 to 1, on the cross section gives the closed
cores in which the temperature and the internal e-
nergy of the unit mass increases across the isentropic
surfaces.
3. APPUCATIONS
Fig. ] (above) presents a composite verticat
cross section with objectiveiy derived fieids of
the potentiat temperature and the geostrophic wind
eomponent normal to the cross section, based on the
sounding stations indicated in section 2.1. The synoptic
Situation for this study is described in a
paper by Jurcec in this Volume.
Special features of this analysis are the
regions of very steep and crpwded isentropic surfaces
in the horizontal direction. These regions determine
the position of the frontal zone. On the
other hand, the crowding of isentropes in the verticai
direction indicates very stable layers such
as seen in the vicinity of the tropopause and in
the lower stratospheric layers.
Thus, our cross section analysis indicates
the existence of a frontal zone in the region between
7 and 16°E. An increased concentration of
isentropes is particuiariy observed above the westem
side of the Alps region, where the tropopause
is situated at the height of approximateiy 11 km.
On the eastern side of Alps the crowded isentropes
indicate that the tropopause is piaced at much higher
altitude. Therefore a narrow region exists
with an expressed tropopause discontinuity. The
slopes of the isentropes in the opposite direction
in the troposphere and in the lower stratosphere
indicates that the low tropospheric frontai zone
is connected with a highiy baroclinic stratospheric
region, which can be identified as an upper level
frontat zone.
The geostrophic wind eomponent is also increased
in this region with a maximum intensity at
about 13°E, at the altitude of 12 km. It is seen
that a Iarge horizontal wind shear exists in the
region where the wind eomponent changes the direction
from, more or tess, northerly to much stronger
southerly eomponent.
The same isentropic analysis is shown on the
cross section below, on which another field is superimposed
indicating the analysis of the rate of
change of the energy function defined by It. This
field is given in a nondimensional form of the number
E, as described in the section 2.2.
The striking feature of this analysis is the
appearence of the ctosed isolines of the number E,
where the internal energy of the unit mass increases
across the isentropic surfaces. This stable cores
with the positive vatues of number E are ptaced
in the regions of highest crowding of the isentropes.
This region coincides with the most stable
part of the tropopause where the temperature is
increasing in the direction perpendicular to the
isentropic surfaces. The analysis of the temperature
field has shown that in this region, which also
comprises the lower layers of the poiar stratosphere,
there is a iarge quantity of the warm air in
contrast to the very cold air aiong the subtropical
tropopause. By the corEesponding analysis 12 hours
earlier, one can foliow that the positive core,
with the warm air mass, has descended. Simultaneousiy,
the high positive core with the coid air
was raised on the, eastern side of the frontal zone,
resulting in sharper discontinuity of the tropopause.
From the anaiysis of the absolute potential
vorticity, calculated on the base of the above
shown normal geostrophic wind eomponent (Fig. 2),
we can assume that the described effect of increasing
tropopause discontinuity was caused by the
intensive descends, and it resulted in the coid
air pouring from the towest subtropical stratorsphere
to the much warmer polar stratosphere at the
tower attitudes. tt is seen from Fig. 2 that just
in the considered region targe vatues of positive
potentiai vorticity exist to the west of the frontal
zone with an expressed gradient toward the
Iarge values of this quantity in the eastward direction.
The narrow tongue of the highest potential
vorticity vaiues are piaced just above the Aips
reg ion.

-194-
18
r'Oo to 20to
420 10 3! 10! 10 20 10_p-10 -20 20-1
-0°
6
-390
14
360

-195-
t ?! P° OH t
!
it preserves the consistency between thermal and
dynamic fieids in the vicinity of frontal zones and
the jet streams.
The basic concept of the process studied is
in agreement with one of the conclusions made by
Reed and Danielsen (1959) which states that the
tropopause in the region of frontal zone and jet
core should be considered as a combined thermal and
dynamic boundary which seems to have more.significance
than the conventionally defined tropopause.
I \ !
Figure 2. Objectiveiy derived anaiysis of geostrophic
potential absolute vorticity obtained
from the analyses in Figure !.. at
intervais of 0.5x10"" K sec"' mb' .
Another characteristic feature öf this anaiysis
is the region of maximum potential vorticity
gradient at about 17 km. A verticai coiumn of negative
potential vorticity, extending from 2.5 km
upwards at 16°E, is apparentiy associated with
prefrontai upward motions.
The analysis of the ü-function fieid (not
shown here) has indicated that in the region of
strong descends, determined by the positive vaiues
of potential vorticity, a zone of much higher internal
energy (2.3x10 J kg"') exist in comparison
with the lower energy in the area of ascends further
to the east at the same level. Furthermore,
the amount of energy in this zone was increased
for about 5x10^ J kg
12 hours earlier.
in respect to the value at
It seems reasonable to expect from the described
atmospheric structure and processes that an
upper ievei frontogenesis occured at the tropopause
discontinuity, which has given an impuis to the
strong interaction processes between the upper and
the löwer troposphere.
in the troposphere Fig. 1 below shows two
isolated closed regions with the negative values
(less than -3) of the nondimensiona) E number,
which deserve a special attention. These negative
cores are apparently connected with the frontai
Systems in the troposphere, and could serve as indicators
of their existence. This follows from the
fact that in such regions a decrease of temperatu-i
re, 31/36, is iarger than in the enviroment, what
could resuit from an increasing baroclinic!ty due
to the cooting air in the rear of the tropospheric
frontal zone.
4. CONCLUSIONS
The deveioped method for the objective isentropic
cross section anaiysis has proved usefui in
the presentation of atmospheric meso-strueture, including
the derived fieids which can explain the
physicai processes invoived in a particular case
study. The scheme for the calculation of geopotentia!
heights at the verticai interpolation points,
derived from temperatures as the only input data,
has an advantage particuiariy in the higher attitudes
with scanty and often erroneous data, since
The resuits of the application of this method
to a diagnostic study presented, suggest that Iarge
amount of energy is invoived in the upper levei
frontogenesis process, occurring at the tropopause
discontinuity between relatively warm polar stratosphere
and cold subtropical troposphere above the
Alps region. The energy changes, associated with
the frontogenetic process, appear through the potential
energy of the unit mass as well as the internal
energy changes. The existence of the narrow zone
with the increased geostrophic wind eomponent normal
to the cross section, suggests that a iarge part of
this total potentia) energy was available for the
transformation to the kinetic energy.
This anaiysis aiso suggests that the essential
part of this process occurs even at higher stratospheric
layer than the one considered ih this study.
The infiuence of this process is refiected in
the baroeiihic structure of the lower troposphere
and its time-changes, foiiowed from the consequtive
cross section analyses particuiariy in themeridionai
verticai ptanes, which can not be shown in the
frame of this brief presentation.
Acknowiedgment This research was supported by the
Republic Association for Scientific Research of
Croatia.
REFERENCES
Danielsen,E.F., 1968: Stratospheric-tropospheric
exchange based upon radioactivity, ozone and
potential vorticity. J. Atmos. Sei., 25,
508-518.
Reed,R.J., and E.F.Danielsen, 1959: Fronts in the
vicinity of the tropopause. Arch. Meteor.
Geophys. Biokiim., All, 1-17.
Shapiro,M.A., and J.T.Hastings, 1973: Objective
cross section analyses by Hermite polynomial
interpolation on isentropic surfaces.
J. Appi. Meteor., 12, 753*762.
Shapiro.M.A., 1970: On theapplicabilityof the
geostrophic approximation to upper-ievel
fronta!-scale motions. J. Atmos. Sei., 27,
408-420.
Mhittaker.T.M., and H.L.Petersen, 1977: Objective
cross-sectionai anaiyses incorporating thermal
enhancement of the observed winds. Bui 1.
Amer. Meteor. Soc., 105, 147-153.

-196-
551.515.8(234.3)
A CASE STUDY OF FRONTAL DEVELOPMENTS IN THE ALPS REGION
Vesna Jurcec
Hydrometeorolog ical institute
Zagreb, yugosiavia
Absträct The development of a fronta) zone Over
Alps, during the period 21-23 Juiy 1973, !s discussed.
The basic characteristic of this Situation
is an approach of subtropical ahd polar atmosphere
with their respective jet streams. The results öf
the numericai prediction are presented,, using an
eight leve! iimited area primitive equation mode!
with and without orography. it is suggested that
orography modifies the flow pattern through the
entire troposphere during the course of development,
but the frontogenesis in ä iow tropospheric
iayer is not an oreigenic process. Orography aiso
dictates the place of strongest frontal activity,
which is primarely caused by a deep baroclinic instability,
originating in the higher atmosphere.
1. INTRODUCTiON
Among many phenomena in the area of Alps,
there is one poorly understöod, adequate]y scanty
predicted and yet, to the opinion of this author,
not sufficiently tackied.
The probiem concerns a frontogenesis in the
Aips region during the summer season, when the atmospheric
structüre quite differs from the winter
condition. A frontogenesis in the iower troposphere,
often attributed only to the orographie
effects, seems to oversimplify the process in its
very comptex nature.
Defant (1959) has studied a case of a subtropical
and poiarfront jet stream approacn over
the Northern At!antic in winter, causing a sudden
surface cyclogehesis, foiiowed by a rapid change
in the general circulation of the atmosphere. it
is, therefore, interesting to examine what influence
might häve a similar upper ievei development
in much lower latidudes of the Southern Europe.
The Objective of this paper is to present a
special case study when severe local storm occurred
on the eastern side of Alps in the area of
Zagreb, uprooting and breaking up the aged forest
trees. However, we concentrate only on the Iarger
scale processes in which this phenomenon was
embedded.
2. DESCRiPTtON OF THE S)TUAT)0N
The characteristic features of the iarge
scale flow during the period 21-23 July 1973, were:
a) surface low pressure over Scandinavia änd
the North Sea, extended as an upper iow throughout
the troposphere and the lower stratosphere, b) the
poiarfront jet stream (RFJ), foiiowing the development
of the upper tropospheric trough associated
with the above indicated low, and c) the subtropica!
jet stream (STj), which, during tne considered
period, experienced a sudden northward
displacement tö the Southern Europe.
The basic development, which we foiiow
occurs when the two jet streams approached, with
the simultaneous approach of subtropical and polar
atmosphere, causing a Iarge meridiona) temperature
gradient between relatively warm polar stratospheric
air, and a cold air in the high subtropical
troposphere. Wind intensif ied at the "tropopause
break", ahd much below this region in the middle
troposphere beneath the PFJ, where the observed
dry air was apparently of the stratospheric origin.
Simultaneously iow tropospheric front was strengthening
Over the Aips, with particuiariy strong
development tp the east of Alps aiong the slow moving,
zonally situated frontal zone during the second
day of development. Smail scale activities
have taken place also in the prefrontal warm sectör
on the eastern slopes of Alps.
in section 4, we will show two verticai cross
sections iiiustrating the very complex atmospheric
structure with double windmaxima, more evident during
the f irst stage of the development in a zona!
cross section through the Alps. Strongest development
takes place to the east öf Alps, ät the second
day considered, with marked meridiona! temperature
gradients in upper and lower atmosphere,
and even more complicated wind structure.
Analyses of the wind maxima, during the considered
period, are extremely complicated, revealing
at some stations over the Mediterranean and
the Southern Europe the maximum wind even at the
ievei of 130 mb.
Obviously, the prediction of these Systems
wouid require a very fine mesh model with high
horizontal and verticai resoiution, and mäny physicai
processes included. Nevertheless, wewiti
show how much of these phenomena couid be predicted
by the adopted mode!.
3. THE PREDtCTION MODEL
The numerical prediction was carried on by
the limited area primitive equation mode! with
sigma coordinate. The upper boundary of the model
is 100 mb. The maximum height of the Aips is 2100
meters. The lateral boundary values are constant
in time. This particular model somewhat differs
from the currently used operational model as outlined
by Janjic (1977) and Mesinger (1977), and
it contains Arakawa-scheme for the pressure gradient
force, as described by LipovScak in this
Volume.
Horizontal grid network is shown on Fig. 1,
and the position of variables äre indicated as a
semi-staggered scheme (Arakawa E-type) . The verticai
resoiution contains eight a-!eyels, as shown
on Fig. 4 in their äpproximate positions in respect
to the Standard isobaric levels and the geopotentiai
heights. Time steps, for the experiments
shown in the hext section, were 10 minutes. The
modei contains no moisture, and from the physica!
processes only a dry convection is included , and
a simpie formuiation of the eddy verticai momentum
transport, and surface friction. Laterai diffusiön
can be used, but it is not needed for stability.

-197-
Fig. 2 shows 24-hour prediction of the wind
field at the cr-leyei ciose to 350 mb, just below
the polar tropopause, on 22 July 00 GMT. The horizontäl
convergence on the westem side of Alps and
the divergence over Yugoslavia is ciear)y seen on
this picture. The verticäi structure of these patterh
were studied by the number of analysed cross
sections. Fig. 3 presents one of them, in approximately
zonal verticai plane ciose to 46°N. A striking
feature on this picture is a high tropopause
in the area 10-20°E, indicating that this region
was occupied by the subtropicäl colder äir in the
higher levels. The maximum wind, ä part of the SU
current,appears ciose to 200 mb, where the polar
tropopause is piaced to the east and west öf this
region. Another maximum is noticed over Payerne,
just below the polar tropopause, having SW-wind
direction, and it belongs to the PFJ system. The
increased wind speed in this narrow region, extending
to the lower troposphere, is a d i st inet characteristic
of this figure.
Figure 1 . Above: Ihe initial fieids of surface
pressure and temperature at the lowest
3-levei. 21 July 1973 00 GMT. Dots indicate
grid network in the modei . The positions
of variables (V-wind components,
h-heights and temperature) are shown at
the upper left Corner.
Below: 24-hour prediction from the initial
condition shown above. Modei without
orography. Val id 22 Jul y 1973 QO GMT

22.7.1973. 00 GMT 23.7:1973: 00 GMT
lOOi
150
200
300
400
500
600
700
60* 4L ^.
4^
i^]Mih 44K
-50'
950
+10
1000
)-20° ^5
°w 5 10 15 20 25^ °E
PAMt UO ZG SZ 8UC0
Figure 3- Verticai cross section: Payerne, Milano,
Üdine, Zagreb, Szeged, Bucurest,Constanta.
The observed wind (knots) and isotherms
(°C). Double iine indicates tropopause.
22 July 1973 00 GMT^
Km mb
100
200
30Q;
-1*
< fORECAST:22.7..1973.006MT _
1 3 x10 s"' (*
'
y.46°N
29- -0-"
5 9°
040
120
200
. 260
400 )^-20 350
500 450
600
700--
-198-
liii-
500-
900-
1000
500
550
1 6
15
14
13
n
11
W
-A3'
10 -50°
9
s-j
7
6
5
A
3
2
1
0
33 ^j^-!.--
im
°N 65 50
50
) I) ' '! t ! !
BO OS SO ST LE PO PR ZG
WR W!
5)°
200
250
30 :
^2)° 400
500
600
-410
700
—+2 0°
550
+3 3
+3! 1000
Figure 5. Verticai cross section: Bodo, Ostersund,
SQndsvail, Stockholm, Leba, Poznan,
Praha, Wien, Zagreb, Brindisi, Qrendl.
The observed wind and isotherms.
23 Ju)y 1973 00 GMT.
Model without orography
FORECAST;;23.7.!973.00GMT
mb *2xl0*'s*' ^-lOms*' \ = 16°E
15 ^
--50
63°
040
30 20
14 -
. 50°
/
2 -200- /
120
300-
-!0
200
.290
400 350
500
400 +10° - .600
700
+20
2 - 600-
i -900
650
L 000
#4°
°N 64 60 56
400
Figure 4. 24-hpur prediction of the wind and temperature
fieids in the zonal cross section
at 46°N. Heavy solid iines - isotachs of
zonal wind eomponent (m s-!), heavy dashed
iines - isotachs of meridiona) wind
eomponent. o-vertical velocities are presented
only if > 1x10'" s'-'. Thin soiid
l ines are o-levels. The shape of orography
at this latitude is indicated, if included
in the model.
atmospheric structure shown on Fig. 4. Here the model
wei) predicts the reverse temperature gradient,
with the coldest air east of the jet core, where we
also notice a narrow area of sinkihg motions. We
will now concentrate on further development in this
area, during the next 24 hours, foiiowing first
changes over Zagreb in the meridional cross section
on Fig. 5. We observe that the higher atmosphere is
no longer occupied by the subtropical air. Second
interesting feature. relates to weaker winds at the
polar tropopause-level over Zagreb, separating two
stronger currents in the polar and subtropicai atmosphere.
The third is a narrow zone of increasing
wind through the middle troposphere, and finaiiy,
the most remarkabie feature is a rapid change of
Km mb
16r--100]}
FORECAST: 23.7.1973.00 GMT
j 4x l0-°s"' ^10 ms*'
A= )6°E
15
14
13
040
— . 040
12
11
20O -40
120
10
9 . 300 -
J-^--./- -200
260
400 — 350
500
0^ .450
600 .600
70G
aoo
900^
1000
°N 64
33r
40 36
Figure 6. 24-hour prediction of the wind and temperature
fieids in the meridional cross section
at 16°E. Horizontai arrows indicate
meridiona) wind components if > 10 m s"*
950

-199-
both, wind speed and direction below 500 mb ievei.
This phenomenon is attributed to a strong orographie
effect, modifyihg the flow on the eastern side
of Alps.
The numerical prediction valid for this time
is presented on Fig. 6 for the model without and
with orography inciuded.lt is seen that both models
predict the basic Iarger scale features of
the wind and temperature structure, emphäsizing
the upper ievei sioping isotachs of the zonai wind
eomponent in the region between subtropicai and
polar tropopause. Both models predict the intensified
wind speed in the iower troposphere north of
44°N, as observed. However,the strIking d ifference
between these two models is the stronger wind
shear in this area, predicted by the orographymodel,
and the appearänce of the second branch,
with the downward intensified wind speed, south of
44°N, aiso observed.
The verticai a-velocities; together with the
meridiona! wind components, indicate a direct verticai
circulation in this particular area, predicted
by both models, but with iarger magnitude
when the orography is included. This hoids för the
entire field of the vert ica) motions, meaning that
the baroc!inic development is stronger, due to the
modell ing orographie effects, up to the highest
level considered. The iatter, however, is not observed,
änd the exäggerating energy cascade at the
very high leve! of the model , is the basic model-
!ing error, particuiariy wheh the orography is inctuded.
On the other side, this spectat feature
seems to support the basic concept of this case
study, that even deeper processes were invoived
than it was possible to follow by the present model
i ing structure.
The baroclinicity in a deep layer below the
polar tropopause, was caused by an intensified
verticai circuiation in a direct sense. Consequent!
y, the eddy kinetic energy increases as ä resuit
of an energy transformation process in this
region. A diagnostic study by Glasnovic,presented
in this Volume, supports a concept of an essential
energetic process invoived in a very high atmosphere.
Simuitaneously, the surface front evoiution
follows a modified flow around the mountains,
and a strengthening baroclinic zone develops its
own circulation in the lower tropospheric tayer.
At this stage of the development,apparent! y strong
interactipn processes were taken place between
Upper and lower atmosphere, creating a special atmospheric
condition which we investigated.
Thus, the direct vert ica) circulation across
the upper tropospheric fronta] zone intensified as
a consequence pf the deveioping low tropospheric
Systems, but it was not caused by such a development.
Furthermore, since the intense iow tropospheric
circulatipns were found oniy in the orogfaphy-model,
it means that the mesoscale Systems associated
with the surface weather phenomena in the
particular area, occur as a direct consequence of
the surface frontal development control led by the
shape of topography.
5. CONCLUSION
tn spite of some model)ing deficiencies, the
resuits suggest that in the considered Situation
the orographie effect did not cause the surface
fronta! formation over the A]ps region, but once
formed, the topography contro!ied its further deveiopment.
Two processes were essentia] for the frontal
developments considered in this case study. The
formation of the fronta) zone, during the first day
considered, seems to be caused by a combined effect
of bärotropic and baroclinic instability. The operating
mechanism was the strengthening of the polar
jet stream; and the increased horizontal as
well as the verticai wind shear, when the polar
front jet was approaching to the subtropicai jet.
The second process occurs on the next day, simultaneously
at the upper atmospheric boundary between
the polar and the subtropical air mass, and
in the low tropospheric baroclinic zone in the
Alps region. The observed phenomenon was a iee side
frontal activity, invoiving a severe weather
storm. A deep baroeiinic instability was considered
tp be the primary cause for this part of the
development.
Studies of cyciogenesis in the Gulf of Genoa
by Danielsen (19,73) and others, were leading tö
tne conciusion that a deep baroclinic instability
determines when.and the mountains determine where
the cyclone wiil form.
From the present investigation it seems that
DanieTsen's conciusion could be extened tp a general
case of a frohtogenetic process and associated
mesoscale phenomena in the lee of the Aips region.
What kind of phenomenon, and where it wouid pccur,
depends on the prevailing upper atmospheric flow,
low tropospheric oreigenic flow, and the thermal
structure of the entire atmosphere., We have seen
that in the examined summer-situation the major
low tropospheric flow shows a tendency to move
around the mountain, leading to the lee side smaller
scale phenomenon, but in which a iarge amount
of atmospheric energy was invoived.
One important conciusion from this study
could hardly be d i sproved. The mesoscale System,
leading tö severe local storms such as the one
observed in this case, is not a shai iow tropospheric
phenomenon. In order to simulate such a process,
the numerical weather prediction models must
be extended even to much higher altitudes than in
the case of winter-phehömeha. The inclusion of
moist diabatic processes in the model wouid certa
inly heip to explain some of the observed atmospheric
structure ip the Alps region, but they
wöu!d not teil us whether or not any part of such
a development shouid be attributed to the iarge
verticai wind shear between the subtropical jet
stream and the prevaiii.ng easteriies in a stable
anticyclonic vortex of the summer-stratosphere.
Acknowledgment This research was supported by the
Republic Association for Scientific Research of
Croat ia.
REFERENCES
Danielsen,E.F.,1973: Cyciogenesis in the Guif of
Genoa. Iii Mesoscale meteorological phenomena.
Nationai Research Counci! Itaty, Venice.
189-192
Defant,F.,1959: On the hydrodynamic instability
caused by an approach of subtropical and
polar jet stream in northern iatitudes before
the onset of strong cyciogenesis. In The
atmosphere and the sea in motion. Rossby
Memorial Volume, 305-325.
Janj i c,Z. [., 1977: Pressure gradient force and
advection scheme used for forecasting with
steep and smäll scale topography. Beitt.
Phys. Atm. 50, 186-199.
Mesinger,F.,1977* Foreward-bäckward scheme and its
use in a limited area model. Beltr. Phys.
Atm. 50^ 200-210.

!
-200-
551.511.3:551.588.2
CONTRIBUTO DI OROGRAFIA, FÖRZAMENTO TERMICO E PERTURBAZIONI
MOBILI ALLE ONDE QUASI-STAZIONARIE
Lodovico La. Valle
Servizio Meteorologico dell'Aeronautica Militare, Roma, Italia
Abstract A dynamical sami-statistical modal
is used to study the contributions of
orography, thermal foreing and transient
eddies to the quasi-stationary waves
superimposed upon the zonal current of
the atmosphere.
Riassunto Si utilizza un modello dinamico
semi-statistico per studiare i contributi
dell'orografia, del förzamento termico e
delle perturbazioni mobili alle onde quasistazionarie
sovrapposte alla corrente zonale
dell'atmosfera.
1. INTRODUZIONE
Lo scrivente sta lavorando da anni alla
realizzazione di un modello dinamico semistatistico,
nel quaie le perturbazioni mobili,
e solo queste, sono parametrizzate.
11 modello completo, per la cui descrizione
si rimanda a GARP (in corso di pubblicazione),
si compone di un modello termodinamico,
di un modello dinamico-statistico della corrente
zonale, a di un modello delle onde
quasi-stazionarie.
Quest'ultimo verrä qui presentato per
mostrare come le principali onde quasi-stazionarie
risultino determinäte dalla corrente
zonale media mensile, dalla distribuzione
di temperatura media mensile, e
dalla attivitä media mensile delle perturbazioni
mobili. 11 presente Iavoro e i l
proseguimento di ricerche eseguite da LA
VALLE e CELENTANO (1975).
2. NOTAZIONI NON USUALI
media mensile
'scarto dalla media mensile
^ ]media zonale
^scarto dalla media zonale
Av coefficente di diffüsione turbolenta
laterale
X rapporto R/c-ft
K vettere verticale unitariö
n=^-N
^=(-f,-^)/(^-^) —
Y funzione dl corrente di V
Cpcoefficente di attrito aria-suolo
H altezza dello strato frenato dall'attrito
aria-suolo
p-.-* 1000 mb
j*^=^ pressione al suolo
[\ == 200 mb
V^-bärte non divergente del vento
= rt = rr Jpjy energia cinetica
media mensile delle perturbazioni mobili
f1'-= n tT.'-^te-cö*^

-201 -
nr nr nr
m mr nr m*

-202-
-4): 3v
-4"
3g^
K
SC
Figura 2. Funzione di corrente del vento al suolo calcolato includendo ogni effetto
lazione *t tra le funzioni di corrente del
vento**al suolo medio mensile vero e di quello
calcolato (numero in basso nella casella).
La colonna R si riferisce al vento
reale
R B
86"S 7.1 9.7 9,9 9,4 4,4 7,8 12
62 "S 0,48 0^32 0^37 -0.4 0.37 0,12
58"S 5.4 7.4 6,2 7,1 2,6 5,8 12
30**S 0.81 0.69 0.77 -0.1 0,75 0,48
26"S 7,4 4,6 3,6 4,6 1,1 2,7 7,4
2°S 0.69 0^62 0.71 0.49 0.67 0.45
2"N 4,2 6,7 8,9 6,1 5,8 6,5 18
26*N
0^11 -0,2] 0,02 -0,1 -0,1
30'W 23 16 24 14 7,1 15 39"
58"N 0,81 0,54 0^66] 0,28 0,78 0,72
629N 25 14 16 11 7,0 TT 72
86"W 0,60 0,57 0,64 0,21 0,60 0,57
86*S 11 11 4,3 7,5 24
86"N 0,68 0,50 0^61 0^15 0,65 0,55
TABELLA I
Nelle figure 1,2 e 3 sono esposte le
curve di livello di % , rispettivamente
reale, calcolata includendo ogni effetto
(esperimento A)e Calcolata in assahza di
orografia (esperimento C). Le lettere L e
H nelle figure indicano rispettivamente
aree di bassa pressione e di alta pressione.
5. DISCUSSIONE DEI RISULTATI
L'impostazione del presente Iavoro consente
di scindere i contributi alle onde
st'
i4M
H*3
quasi-stazionarie di: effetto idrodinamico
delle montagne: riscaldamento non adiabatico
ed effetto dell'orografia sulla distribuzione
della temperatura, associati;
perturbazioni mobili.
L'esame delle figure e della TABELLA
contribuisce a chiarire la natura delle
onde quasi-stazionarie. Innanzitutto osserviamo
che i l modello (2),(3),(4) e (5)
spiega le principali onde quasi-stazionarie:
alle latitudini intermedie e spiegato
11 65% della varianza della funzione di
corrente del vento*al suolo medio mensile.
11 modello fallisca perö alle basse latitudini
dell'emisfero nord. Siccome un analogo
insuccesso non si riscontra nell'emisfero
sud, solo in parte lä colpa puö essere
attribuita all'impiego del vento termico.
Su questo punto occorrerä indagare ulteriormente,
percM la zona e importante
per la circolazione monsonica.
Circa l'importanza relativa dei vari
contributi, viene confermato i l principale
risultatö ottenuto impiegando modelli di
circolazione generale dell'atmosfera (
MANABB e TERPSTRA,1974) o modelli termodinamici,
nei quali i l vento e determinato
dalla temperatura e I'orografia ä ignorata
(SELLERS,1976): le onde quasi-stazionarie
al suolo sono dovute principalmente al
förzamento termico. 11 presente Iavoro precisa
che 1'effetto idrodinamico dell'orograf
ia spiega in media solo i l 20% della
varianza della funzione di corrente del
ms

-203-
Hr nr ar

-204-
ZUR HORIZONTALEN TEMPERATUR- UND FEUCHTEVERTEILUNG EINES INNTALQUERSCHNITTES
ÖSTLICH VON INNSBRUCK BEI BERG- UND TALWINDZIRKULATION NACH SIMULTANMESSUNGEN
MIT 3 MOTORSEGLERN
551.524.2
551.553.12
551 .571 .2
551.584.3
Manfred E. Reinhardt und Hermann Willeke
Institut für Physik der Atmosphäre
der Deutschen Forschungs- und Versuchsanstalt für
Lüft- und Raumfahrt e.V.
D-803! Oberpfaffenhofen, Post Wessling
Abstract First results of simultaneous airborne
cross section measurements of horizontal structure
of temperature and humidity in the Inn Valley east
of Innsbruck with 3 identica-lly equipped motorgliders
are given.
Zusammenfäss ung Es wird über erste Simultänmessungen
der horizontalen Temperatur- und Feuchtestruktur
im Inntalquerschnitt östlich von Innsbruck
mit 3 identisch ausgerüsteten Motorseglern
berichtet.
DRUCK
1EMPERATUR,
III
/ / /
EINLEITUNG
Im Rahmen der Bemühungen um ein vertieftes
Verständnis der Rolle von Gebirgen, z.B. der Alpen,
bei der großräumigen Zirkulation unseres mitteleuropäischen
Raumes ist Anfang der achtziger
Jähre -im Rahmen von GARP das Unterprogramm ALPEX
geplant. Das Ziel ist die Untersuchung der Wechselwirkung
von Gebirgen mit der freien Atmosphäre,
ihre Modellierung und anschließende Verifikation
mit aktuellen Daten und - daraus ab'geleitet - die
Verbesserung der Vorhersage im synoptischen und
ggf. im subsynoptischen Skälenbereich.
In Begleitprogrammen ist es erforderlich,
Teilprobleme zu lösen, die direkt oder indirekt
mit diesem Fragenkomplex zusammenhängen ünd zum
allgemeinen Verständnis der Vorgänge im Bereich
von Gebirgen etwas beitragen können. Ein solches
allgemein bekanntes und in der Literatur viel behandeltes
Teilthema ist die BERG- und TALWIND-
Zirkulatioh. Sie gehört zur Kategorie der tagesperiodischen
Gebirgs.winde, von denen A. Wagner
(1938) 3 Typen unterscheidet:
Die Ausgleichswinde, die zwischen den Ebenen
ünd benachbarten ausgedehnten Hochländern entstehen,
also quasisynoptischen Charakter haben, die Bergund
Talwinde, die die Gebirgstäler bzw. T-alsysteme
erfüllen und damit dem mesoscäligeh Bereich zugehören,
uhd schließlich die Hangwinde, die mehr dem
mikroscaligen Bereich zuzuordnen sind. (Figur 1)
FLACHLAND
GEBIRGE
Figur ]: Tagesperiodische Windsysteme im Gebirge:
I - Hangwinde, I I - Berg- und Talwinde, I I I -
Ausgleichswinde zwischen Flachland und Gebirge
(nach A. Wagner, '938) - dargestellt für den Einstrahlungsfall
am Tag.
Alle drei Formen stehen in mehr oder weniger starker
Wechselwirkung zueinander. F. Defant (1949 und
1951) hat eine umfassende Deutung von Berg- und
Talwinden, sowie Hangauf- und Hangabwinden und
deren Zusammenwirken gegeben.
Während diese Deütüng sehr anschaulich die
qualitativen Zusammenhänge erläutert, steht eine
quantitative Erfassung; und Analyse der sehr kompliziert
ineinandergreifenden Vorgänge noch aus.
Der vorliegende Beitrag soll einen Schritt in
Richtung auf eine quantitative Erfassung tagesperiodischer
Vorgänge in Gebirgstälern gehen. Es kann
jedoch zunächst nur über eine "Momentaufnahme" berichtet
werden, und zwar zum Gegenstand der Horizontalstrüktur
von Temperatur- und Wasserdampfverteilung
eines ausgewählten Talqueirschnittes, im
voriiegenden Falle östlich von Innsbruck.
2. MEßGERÄTE UND -METHODEN
Um ein Berg- und Talwindsystem, das mit der Hangaüf
und -abwindzirkulation gekoppelt ist, quantitativ
zu erfassen, ist es unerlässTich, eine ganze
Reihe unterschiedlicher Meßsysteme einzusetzen,,
damit alle wesentlichen Eigenschafts-, Strukturund
Transportparameter genügend genau erfasst werden.

-205-
In einem kleinen Vorexperiment, das im
August und Oktober ]977 zusammen mit anderen Forschungsinstituten
aus den alpinen Anliegerländern
Frankreich, Italien, Österreich und Deutschland
stattfand, wurde ein Talquerschnitt östlich von
Innsbruck entlang der Verbindungslinie zwischen
Viggarspitze (2306 m NN) und Pfeiserspitze
(2347 m NN) ausgewählt, um innerhalb dieses Querschnittes
und seiner entsprechenden Umgebung die
verschiedenen Meßsysteme und ihr Zusammenwirken
zu erproben. (Figur 2)
Gemessen wurden folgende Parameter:
- Druckhöhe (abs. Genauigkeit ^ 0,7 mb,
Auflösung + 0,2 mb, Zeitkonst. 0,05 sec)
- Temperatur (abs.Genauigkeit+^ 0,5 C,
Auflösung + 0,02 C, Zeitkonst. 0,) sec)
- Wasserdampfdruck
- Lyman o(. (abs.Genauigkeit ^ 0,5 mb,
Auflösung T* 0,07 mb, Zeitkonst. 0,] sec)
- Väisälä Hümicap
(abs.Genauigkeit i 0,3 mb,
Auflösung i 0,05 mb, Zeitkonst. 1 sec)
AH.
KORD
3*s
,a-
Die Traversenwerte wurden nach der entsprechenden
Höhenkorrektur in ]0 sec-Schritten aufgetragen.
Die Genauigkeit insbesondere der Feuchtemessung
wurde durch unmittelbare Vor- und Nachflugeichungen
überprüft. Eine solche Kontrolle ist unerlässlich,
da zu wenig Erfahrungswerte bezüglich der
Kurz- bzw. Langzeitkonstanz der eingesetzten Fühler
vorliegen.
3. MEßERGEBNISSE
Figur 2: Untersuchung der Berg- und Talwindzl.rkulation
mit verschiedenen Meßsystemen im
Räume Innsbruck am ]2.]0.]977
Zum Verständnis der Meßsituation ist es notwendig,
sich den ausgewählten Talquerschnitt im natürlichen
Längen - : Höhenverhältnis zu vergegenwärtigen.
(Figur 3)
EINSTRAHLUNGSWINKEL
15.50 MEZ
Hier soll nur über eines der Systeme, nämlich das
Flugzeugmeßsystem "Motorseglerflotte" berichtet
werden, das vom Institut für Physik der Atmosphäre
der Deutschen Forschungs- und Versuchsanstalt für
Luft- und Raumfahrt (DFVLR) in Oberpfaffenhofen
für Zwecke der Simultanmessungen meteorologischphysikalischer
Größen eingesetzt wurde.
Dieses System von 3 identisch ausgerüsteten
Motorseglern des Typs ASK 16 eignet sich besonders
zur gleichzeitigen Erfassung meteorologischer Parameter
in der atmosphärischen Grundschicht bis ca.
3000 m NN. Im Innsbruck-Vorexperiment für ALPEX
wurde es zur Erfassung von Horizontalstrukturen in
den 3 verschiedenen Höhen 900 m NN, ]500 m NN und
2300 m NN eingesetzt. Die Aufgabe bestand dabei in
der mehrmaligen Traversierung in den . vorgewählten
Höhen mit Messung von Druck, Temperatur und Wasserdampf
zum Zwecke der Abschätzung der grundsätzlichen
Brauchbarkeit dieses Verfahrens, der erzielbaren
Genauigkeit der gewünschten meteorologischen
Größen und zu einer ersten Ubersicht über zu erwartende
Strukturen entlang der Traversen.
Der Einsatz der Motorsegler erfolgte direkt
von Oberpfaffenhofen aus. Wegen des relativ langen
An- und Rückflugweges verblieb für die reine Simultanmessung
nur eine Zeitspanne von ca. 45 min. Das
bedeutete die Durchführung von 2 Querungen in der
oberen Traverse in 2300 m NN mit ca. )2,4 km Flugweglänge,
von 3 Querungen für die Mitteltraverse
in 1500 m NN mit ca. 8,7 km Flugweglänge und von
6 Querungen in der unteren Traverse in 900 m NN
mit ca. 5,5 km Flugweglänge. Eine nicht nur zeitlich,
sondern auch örtlich synchrone Zuordnung
aller drei Motorsegler in den jeweiligen Höhen
wurde für diesen ersten Versuch nicht angestrebt.
2-
1--
0-*-
Eigur 3: Maßstabgetreue Form des Inntalquerschnittes
östlich von Innsbruck mit eingezeichneten
Traversenhöhen in 900 m NN, [500 m NN und
2300 m NN.
Diese Darstellung erlaubt gleichzeitig eine Übersicht
über den Einstrahlungswinkel der Sonne und
die tatsächliche Hangneigung; diesen Faktoren obliegt
eine wesentliche Steuerfunktion hinsichtlich
der Antriebskraft der Lokalzirkulation.
Für die Darstellung der Temperatur- und
Feuchtestruktur wird eine 5-fache Überhöhung des
Höhenmaßstabes gewählt:, um die Schwankungen der
Meßgrößen in ihrer höhenreduzierten Form besser
aufzeigen zu können.

-206-
24-"
27-'
25
FLUGLANGE : 12.4 km/ FLUGHOHE : 2300m NN
(C)
K- **-,
8.7 km / 1500 m NN
[C)
20 5,5km / 900mNN, Uberhöh.
Maßstab
-S- 1:5
Figur 4: Isoplethen der potentiellen Temperatur
r9p (C) entlang der Traversen in
2300 m NN., 1500 m^NN und 900 m NN durch das Inntal
östlich von Innsbruck.
Figur 4 gibt den Verlauf der. potentiellen Temperatur
wieder. Während die obere Traverse keine typische
Struktur aufweist, zeigen die mittlere und
die untere Traverse systematische Uhs.ymmetrien;
diese sind erst in einer hohen Maßstabsauflösung
(Zehntelgrad!) erkennbar. In Talmitte t r i t t in
der mittieren Höhe bei allen 3 hintereinander folgenden
Querungen an der gleichen Stelle eine Zunahme
der potentiellen Temperatur um 0,5 bis 0,6
Grad Celsius auf. Dies bedeutet, daß im Bereich
der Talmitte eine Änderung der Vertikalschi.chten
gegenüber den hangnahen Zonen vorliegt. Die Struktur
der unteren Traverse zeigt dagegen eine Uber
das ganze Profil geneigte Temperaturfläche mit
der kälteren Seite zur Nordkette, d.h. der eingestrahlten
Hängseite hin. Dieser Sachverhalt ist
zunächst nicht plausibel, eine Deutung wird aber
zurückgestellt, bis Messungen von vollständigen
Tagesgängen vorliegen.
(mb)
(mb)
e(mbar)
Der Verlauf des Dampfdruckes e in Figur 5 zeigt
wieder für die oberste Traverse in 2300 m NN keine
wesentliche Eigenstruktur. Entlang der mittleren
und unteren Traverse treten jedoch Änderungen um
i bis 2 mb bei gleichzeitiger systematischer Zunahme
zu höheren Werten auf der Seite der Nordkette
auf.
Die Zusammenfassung beider Größen - Temperatur
und Dampfdruck - zu der für den Wärme- d.h.
auch den Energieinhält charakteristischen Größe
der "äquivalent-potentiellen" Temperatur ergibt
den in Figur 6
3,44'"'
3124^
314
(K)A/
312-A—^-^3
310
310
308
306
(K)a
N-
ap
Figur 6: Isoplethen der äquivalent-potentiellen
Temperatur (K) entlang der Traversen in
2300 m NN, 1500 m NN und 900 m NN durch das Inntal
östlich von Innsbruck.
dargestellten Verlauf. Die obere Traverse in
2300 m NN liegt demnach in einer Art "Nullschicht",
es sind keine wesentlichen Horizontalgradienten
vorhanden, das Tal scheint, in dieser Höhe hinsichtlich
des Vertikalaustausches nach oben hin
abgeschlossen. Die mittleren und unteren Traversen
zeigen zur Nordseite des Inntales, also zur eingestrahlten
Hangseite hin, eine allgemeine Zunahme
der äquivalent-potentiellen Temperatur, wobei
diese Neigung durch die Wasserdämpfverteilung bestimmt
ist.
Innerhalb der Einzelquerungen ergeben sich
signifikante Schwankungen vorwiegend auf der südlichen
Talseite, ihre: Variation ist relativ großräumig,
es scheint sich weniger um konvektive als
um advektive Austaus chv.orgänge bzw. Umiagerungen
zu handeln.
Ausblick
-s-
-N-
imb)
Figur 5: Isoplethen des Dampfdruckes e (mbar)
entlang der Traversen in 2300 m NN, 1500 m NN und
900 m NN durch das Inntal östlich von Innsbruck.
Wenn auch die komplette Auswertung des Innsbrucker
ALPEX-Vorexperiments mit den Ergebnissen
aller eingesetzten Meßsysteme und einer Gesamtanälyse
und ggf. -deutung noch nicht vorliegt,
zeigen doch Teilergebnisse, wie z.B. das obige,
daß mit den heutigen Meßmethoden und -geraten
auch in der freien Atmosphäre genaue, quantitative
Strukturuntersuchungen unter Ausnutzung von
Simultanmessungen mit identisch ausgerüsteten
Meßträgefn möglich sind. Für die Motorsegler ist
wichtig, daß ggf. unter Verzicht auf mehrfache
Querungen in gleicher Höhe, mehrere Zwischenhöhen
erflogen werden,, die wiederum in enger Beziehung
zu den übrigen Messungen der Strahlungs-,
Energie- und Massentransporte stehen. Es erscheint

-207
außerdem notwendig, daß auf die Messung des Wasserdämpfes
nicht verzichtet werden kann, will man
nicht in Dynamik und Thermodynamik der Zirkulationsvorgänge
des Gebirges größere Unsicherheiten
in Kauf nehmen.
Die nächsten Schritte werden in Richtung
einer Aufnahme kompletter Tägesgänge sowie einer
Untersuchung der hangnahen Zonen erfolgen.
Gelingt die quantitative Erfassung dieser
Vorgänge, kann dies ein großer Schritt vorwärts
in Richtung des kompletten, auch energetisch geschlossenen
Verständnisses der Gebirgswinde und
ihrer Wechselwirkung sein.
Referenzen
1) Defant, F. Zur Theorie der Hängwinde, hebst
Bemerkungen zur Theorie der Bergund
Talwinde.
Arch. f. Met. (A) ], 421-450, 1949
2) Defant, F. Local winds.,
Gompend. of Met. (AMS)
655 - 672, Boston 195]
3) Wagner, A. Theorie und Beobachtungen der
periodischen Gebirgswinde.
Gerl. B. 52, 408-449, 1938

551.524.36
551.555.3(234.32)
SÜDFÖHN, NORDFÖHN UND DIE TEMPERATURMAXIMA
VON INNSBRUCK UND BOZEN
Michael
Universität
Innsbruck,
Kuhn
Innsbruck
Austria
-208-
Abstract Maximum temperatures ät Innsbruck and
Bozen are associated with two different weather
situations. Under continued high pressure influence
the basin of Innsbruck is favored thermally
compared to Bozen where turbulent mixing is stronger.
With Short lived high pressure Systems the
monthly maxima of potential temperature in summer
are higher in Bozen than in Innsbruck. The thermodynamic
effect of nörtherly Föhn on the temperature
maxima in Bozen is overshadowed by the associated
cold äir advection. Almost half of the
monthly maxima in summer in Innsbruck are accompanied
by southerly Föhn situations. Even for Bozen
these cohstitüte a third öf all eases so that i t
must be conoluded that in the region of Tirol the
effect of Föhn is that of a south wind rather
thän a fall wind.
Zusammenfassung Die Temperaturmaxima von.Innsbruck
und Bozen können zwei verschiedenen Wetterlagen zugeordnet
werden. Bei anhaltenden Hochdrucklagen
ist der Innsbrucker Talkessel mit geringerer turbulenter
Durchmischung gegenüber Bozen begünstigt.
Bei kurz dauernden Höchdrucklagen sind die potentiellen
Mpnatsmaxima im Sommer in Bozen höher als
in Innsbruck. Die thermodynamische Wirkung von
Nordföhn auf die Temperaturmaxima in Bozen wird
vom Effekt der Kaltluftadvektion meist überschattet.
Fast die Hälfte der Innsbrucker Monatsmaxima
im Sommer sind von Föhnlagen begleitet.
Auch für Bozen sind es mehr als ein Drittel, so
daß für die Ostalpen im Raum von .Tirol die Wirkung
des Föhns als Südwind stärker als seine Wirkung
als Fallwind in Erscheinung t r i t t .
1. EINLEITUNG
Diemeteorölogische Station Innsbruck liegt
in der Stadtmitte 582 m über dem Meer, die Station
Bozen-Gries in 286 m im Nordwesten der Stadt,
Bozen-St. -Jakob in 254 m am Flugplatz im Süden
der Stadt. In einer trockenadiabatisch geschichteten
Atmosphäre entspricht dem Höhenunterschied der
beiden Orte ein Temperaturunterschied von etwa
3.0 C. In den Sommermonaten Juni, Juli und August
der Jahre 1931^- 1960 stimmt der Unterschied
zwischen der Mitteltemperatur von Bozen-Gries und
Innsbruck mit diesem Wert annähernd überein, wie
Tab.l zeigt, die Extremwerte dagegen unterscheiden
sich nur um etwas mehr als ein Grad.
Tab. 1: Temperaturen der Periode 1931
(aus Fliri, .1975)
Sommer- Abs.
mittel Max.
(6.7.8.)
Bozen-Gries 21.7°C 38.0
Innsbruck 17.9 36.9
Differenz 3.8 1.1
Mittl.
Jahres-
Max.
,34.8
33.6
1.2
1960
Mittl.
Juli-
Max.
33.7
32.4
1.3
Die vorliegende Arbeit befaßt sich mit der Frage,
ob die Differenzen der Temperaturextreme typisch
für die sie begleitenden Wetterlagen sind, im
besonderen aber, welche Rolle Süd- und Nordföhn
für die Maximaltemperaturen der beiden Orte spielen.
2. DIE VERWENDETEN .DATEN
Die Daten der Station Innsbruck wurden den
Aufzeichnungen des Instituts für Meteorologie und
Geophysik entnommen. Für die Station Bozen und
Oberbozen (1206 mj dienten die Veröffentlichungen
des Utficio Idrografico del Magisträto alle Acque
Venezia und eine Zusammenstellung von Schenk (1974):.
Die Daten für Bozen vor 1951 gelten für Gries, danach,
für St. Jakob. Seit i956 werden die Bozner
Daten auf ganze Grad gerundet veröffentlicht.Für
Innsbruck stehen alle Daten seit 1896 zur Verfügung,
für Bozen die Perioden 1915 - 43 und 1951 - 69.
Es wurden zwei Sätze von Daten zur Untersuchung
herangezogen: Tabelle 2 zeigt alle Jahresmaxima,
die das absolute Maximum auf ein Grad oder
weniger erreichten, das heißt T,i37°C für Bozen,
T 5 36 C für Innsbruck, andererseits alle absoluten
Maxima der Sommermonate Juni, Juli, August 1960
bis 1969.
Tab. 2: Jahresmaxima der Temperatüren in Innsbruck
(T ä 36°C). und Bozen (T 5 37°C)
Datum
28.7.1911
10.C.1923
14.7.1928
23.7.1929
'27.6.1935
5.7.1952
7.7.1957
Innsbruck
36.0
(37.0)
36.5
36.1
36.0
36.9
Bozen
37.
37.
37.
38.
37.
Südwind
Zweifelhafter Wert
Anhaltender Hochdruck
Südföhn
Anhaltender Hochdruck
Südföhn
Die zweite Gruppe wurde aus den Monatsmaxima
von Juni, Juli und Aügust der Jahre 1960-69 gebildet.
Tabelle 3 zeigt diese Werte für Bozen. Da
die Bozner Temperaturen gerundet sind, können
mehrer Extremwerte in einem Monat auftreten. Sie
wurden berücksichtigt, sofern sie nicht kurz aufeinander
folgten, so daß die Aufstellung 32 Fälle
enthält. Die täglichen Angaben über die ostalpinen
Wetterlagen wurden den Jahrbüchern der Zentraianstait
für Meteorologie und Geodynamik in Wien entnommen,
wo sie nach Lauscher klassifiziert sind.
Die Angaben über den Föhn gelten für Innsbruck.
3. DIE LOKALEN METEOROLOGISCHEN BEDINGUNGEN
Die Temperatur der bodennahen Luftschichten,
wird weitgehend vom Wärmehäushait des Bodens bestimmt.
Zur Zeit des Maximums der Lufttemperatur
gewinnt die Oberfläche Energie aus der Absorption
von Sonnenstrahlung. Ein Teil dieses Gewinns wird
zur Erwärmung tieferer Schichten abgeleitet, ein
Teil kann zur Verdunstung verbraucht werden, und

-209-
eih Teil geht der Oberfläche durch die langwellige
Strahlungsbilanz verloren. Der verbleibende Rest
kann als fühlbarer Wärmeström die Temperatur der
bodenhahen Luft erhöhen. Bei starker turbulenter
Durchmischung wird die Temperaturerhöhung geringer
bleiben als bei Windstille, da im ersten Fall die
verfügbare Energie auf ein größeres Luftvolumen
verteilt wird.
Tab.3: Temperaturmaxima der Sommermonate 1960-69
in Bozen, gleichzeitige Extreme von Innsbruck
und Wetterlagen nach Lauscher. Die
Angaben über den Föhn gelten für Innsbruck.
Die Innsbrucker Temperatür ist unterstrichen,
wenn sie das Mohatsmaximum ist.
196o
1961
1962
1963
1964
1965
1966
1967
1968
1969
J u n i
Datum Bozen Ibk.
Wetterlage
18.
H
26.
HB
23.
Hz
22.
W
13.
HE
27.
Hz
11.
TSW
17..
S
27.
TR
29.
H
11.
H
17.
TB
32
33
34
34
33
35
27.5
32.6
Südföhn
32.2
33.9
föhnig
32.7
Südföhn
30.4
J u l i
Datum Bozen Ibk.
Wetterlage
26.
NW
2.
H
26.
TR
21.
H
18.
H
14.
TR
4.
32 32.3
Föhn am Vortag TSW
32 30.5
Föhn am Vortag
32, 26.2
Südföhn
31
29
29
196o
1961
1962
1963
1964
1965
1966
1967
1968
1969
26.7
24.9
föhnig
27.4
A u g u s t
20.
TR
10.
h
20.
H
28.
TB
10.
HE
14.
H .
3.
Hz
28.
Hz
7.
HE
14.
TR
1.
h
5.
h
6.
HF
34
35
34
34
33
34
34
32
29
33
28.3
32.0
Südföhn
32.2
33.6
Südföhh
31.7
33.1
Südföhn
30.9
29.7
28.2
föhnig
25.7
32 19.3
32 32.1
33 34.3
Südföhh
33 30.6
36 31.6
32 32.3
Südföhn
32 27.8
34 30.8
33 29.5
35 29.6
Datum Bozen Ibk.
Wetterlage
Verdunstung und Windgeschwindigkeit sind also
die lokalen Parameter, die bei sonst gleichen
synoptischen Bedingungen die Unterschiede in den
potentiellen Extremtemperaturen benachbarter
Stationen bestimmen.
Vor den in Tabelle: 3 aufgezählten Tagen hat
es in Bozen im Durchschnitt 2,4 Tage keinen Niederschlag
gegeben, vor den analogen Fällen von Innsbruck
waren es 1,8 Tage. An beiden Stationen
scheint also die Verdunstung eine ähnlich geringe
Rolle beim Zustandekommen der Extremtemperatüren
zu spielen. Nach anhältenden Trockenperioden wird
auch die Evapotrahspiration der Vegetation eingeschränkt
und Voraussetzungen für extreme Temperatüren
sind günstig. So wair in Innsbruck der 5.7.
1952 (Tabelle 2) der lO.von einer Reihe von Tagen
ohne oder mit nur Spuren von Niederschlag, der 15.
einer Periode mit insgesamt 2

der potentiellen Temperatur von Innsbruck und Bozen
einem Höhenunterschied der Wolkenuhtergrenze nördlich
und südlich des Haüptkammes von 300'm. Bei den
eben erwähnten Föhnlagen liegt die potentielle
Temperatur Innsbrucks 2,6 über der von Bozen,
was unter den erwähnten Voraussetzungen einem.Höhenunterschied
der Wolkenuntergrehze von.800 m entspricht.
Das häufige Auftreten von Maxima in Bozen bei
Südwind zeigt, daß zur Wirkung des Südföhhs als
Fallwind in Innsbruck unbedingt die für Bozen und
Innsbruck gemeinsame Wirkung als Südwind, das heißt
Advektion von Lüftmassen aus warmen Ursprungsgebieten,
hinzugerechnet werden muß. In anderen
Worten, Föhn kann mit Hochdrucklagen, wo trocken^adiabatisches
Absinken über mehrereKilometer wirkt,
nur dann konkurrieren, wenn zürn Absinken im Fällwind
über weniger als einen Kilometer noch die
nötige Wirkung von Warmluftadvektion hinzukommt.
Das erklärt auch, warum Nordföhn für Bozen
kaum einen Beitrag zur Bildung von Temperaturmaxima
bedeutet. Nordströmung in Bozen bringt Luft
aus dem Bereich des Nordatlantik, die trotz Fallwindeffekt
Abkühlung bedeutet, wie die Bora an
der Adria. In Tabelle 3 gibt es nur zwei Fälle,
bei denen Nordföhn ih Bozen vermutet werden kann:
am 28. und 29. August 1964 zeigt die relative Topographie
500/1000 mb leichte Südströmung über die
Ostalpen, unter der eine Bodenkaltfront am 29..
zu Nordföhn in Innsbruck führt; am ,26. Juli 1960
herrscht über Bozen starke Nordströmung an der
Westseite eines. Kaltlufttropfens über dem Balkan,
die allerdings in Mitteldeutschland von einer Westströmung
mit milder atlantischer Luft gespeist wird.
An diesem Tag wird also zum Fallwindeffekt wieder
Warmluftadvektion addiert.
5. ZUSAMMENFASSUNG
Die Temperaturmaxima von Innsbruck und Bozen treten
im Sommer bei zwei grundsätzlich verschiedenen
Situationen auf: unter dem Einflüß von Hochdruck
und von Südföhn. Da der Talkessel von Innsbruck
weniger gut durchlüftet ist als der von Bozen, treten
in Innsbruck größere Tagesschwanküngen auf.. Bei
anhaltendem Hochdrücke!nfiu3 sind die Maxima der
potentielllen Temperatur im Sommer in Innsbruck
höher, bei kurz dauernden Hochdrucklagen in Bozen.
Die thermodynämische Wirkung von Nordföhn auf
die Temperaturmaxima in Bozen wird vom Effekt der
Kaitluftadvektion meist überschattet. Dagegen
hat die Warmluftadvektion durch Südströmungen für
beide Stationen einen deutlichen Einfluß. Fast die
Hälfte der Innsbrucker Monatsmäxima im Sommer sind
von Südföhnlagen begleitet, auch in Bozen sind es
mehr als ein Drittel, so daß für die Ostalpen im
Raum von Tirol die Wirkung des Föhns als Südwind
stärker als seine Wirkung als Failwind in Erscheinung
t r i t t .
6. REFERENZEN
Fliri, F. 1975: Das Klima der Alpen im Raum von
Tirol. 454 S. Universitätsverlag Wagner,Innsbrück.
Schenk, I . 1974: Analyse der meteorologischen
Situation der Stadt Bozen. Assessorat für Umweltschutz,
Bozen.
Ufficio Idrogrofioo del Mägistrato alle Acque,
Venezia: Annali Idrografici 196o -1969.
Zentralanstalt für Meteorologie und Geodynamik,wien:
Jahrbücher 196o - 1969.

-211 -
551.524
551 .571
551.538.7(234.37)
DIE FEUCHTIGKEITS-THERMISCHEN SONDERBARKEITEN DES GEBIRGSTALS
BEI AUSGEWAEHLTEN WIfTERUNGSTYPEN IN DEN KARPATEN
Edward Michna und Stanislaw Paczos
Universität Marli Curie-Skiodowskiej
Lublin, Polen
Abstract This paper presents some results of the
field studies of the local and microclimate of the
upper part of the Strwia,z Valley with a particular
consideration of thermohumidity conditions. Ah
attempt häs been made to determine their differences
in relation to land relief and weather type.
Zusammenfassung Ih diesem Referat sind einige
Ergebnisse von Felduntersuchungen des Lokal- und
Mikroklimas des oberen Teils des Tales von Strwiaji
mit.besonderer Berücksichtigung von Thermo-Feuchtigkeitszüständeh
und einem Versuch, ihre Räumdifferenzeh
in Abhängigkeit vom Relief und Witterungstyp
zu bestimmen, vorgestellt worden.
1. DIE LAGE DES UNTERSUCHUNGSGEBIETES
Das Untersuchungsgebiet liegt im östlichen
Teil der polnischen Flyschkarpaten, an der Grenze
des westlichen Bieszczadygebirges und des Dynowski-
Gebirgsvorlandes (49°26* N, 22 34:' E). Es ist eine
der malerischsten Gegenden von Südost-Polen, mit
ausgezeichneten touristischen und Erholüngsverhältnissen.
Die Geländebeschaffenheit dieser Region
wird durch das Strukturrelief repräsentiert,
das hauptsächlich durch die geologische Struktur
bedingt ist. Orographisch gibt es hier einige parallele
Gebirgszuge von NW-SE-Richtung, durch Talniederungen
geteilt. Die Haupttalniederungen werden
durch das Flussnetz ausgenutzt, und die Gebirgszüge
sind mit Querdurchbrüchen geschnitten.
Mikroklimatische Messungen wurden im Hauptteil des
Flüsstales' von Strwiä^ (Nebenfluss vom Dniestr)
durchgeführt. Der Talboden des analysierten Abschnittes
liegt in 450 - 480 m Höhe, die Gebirgskämme
dagegen reichen bis 600 - 660 m Meereshöhe.
2. ALLGEMEINE KLIMACHARAKTERISTIK
In der Gestaltung des Klimas des besprochenen
Teiles Polens wird die entscheidende Rolle
durch maritime Polarluft gespielt, deren mittlere
Häufigkeit 60 % der gesamten Häufigkeit aller Arten
der Luftmassen beträgt. Einen viel geringeren
Einfluss haben die kontinentalen Polarluftmassen.
Ihr Anteil beträgt 28 % aller Fälle. Der Einfluss
von arktischen und äquatorialen Luftmasseh auf
das Klima dieses Gebietes ist gering und beträgt
entsprechend 8 % und 4 %. Der jährliche Mittelwert
der Gesamtsonnenst^ahlung beträgt gegen 376 800
j/crn*^ (90 kcal.cm" ). Die Strahlungsbilanz ist ^
positiv und erreicht 160 000 J/cm (38 kcal.cm" ).
Die thermischen Verhältnisse dieses Gebietes sind
ziemlich,scharf, mit manchen Kontinentaleigenschaften.
Juli ist der wärmste Monat (mittlere
Monatstemperatur 15,8° C), und der kälteste ist
Januar (mittlere Monatstemperatur. -5,0° C) . Das ^
absolute Maximum der Lufttemperatur erreichte 32 ,
das Minimum -38,5 C. Die mittlere Anzahl der Wintertage
(t max

-212-
Dann wurden in .29 Punkten Messungen der Lufttemperatur
und -Feuchtigkeit jede Stunde von 07 bis 19
Uhr MEZ in 5, 20, 50, 100 und 150 cm Höhe über dem
Boden mit einem Aspirationspsychrometer von Assinann
durchgeführt. Ausserdem wurden Minimawerte
der Temperatur längs 4 Profilen (in 35 Punkten)
gemessen, wobei angenommen wurde, dass die erhaltenen
Ergebnisse unter anderem auch bei der Bestimmung
der Häufigkeit und der Ausdehnung thermischer
Inversionen nützlich sein werden. Die Profile
wurden so lokalisiert, dass verschiedene Expositionen
der Hänge und charakteristische Talabschhitte
(breitester und'Durchbruch) in den Messungen
berücksichtigt wurden. Alle Messungen wurden
ausschliesslich über nicht höherem Gras als
10 cm durchgeführt. Gleichzeitig wurde die Grösse
und Art der Bewölkung, des Nebels und der atmosphärischen
Niederschläge beobachtet.
4. MIKROKLIMATISCHE CHARAKTERISTIK
4.1. Lufttemperatur
Die grössten horizontalen und vertikalen
thermischen Differenzen der bodennahen Luftschicht
traten auf, während antizyklonales, sonniges
und schwachwindiges Wetter audauerte. Beträchtlich
kleinere Differenzen wurden während
zyklonalem Wetter erhalten, das sich durch starke
Bewölkung und beträchtliche Windgeschwindigkeiten
kennzeichnete.
Während des Andauerns des antizyklonalen
Wetters in den Tagesstunden (07 bis 18 Uhr) war
die über dem Talboden lagernde Luft beträchtlich
wärmer als in der Höhe (Abb. 2).
Die Differenzen in der ganzen bodennahen
Luftschicht erreichten durchschnittlich 2 O. Dagegen
war in den Nachtstunden (19 Uhr bis 06 Uhr)
die Lufttemperatur der bodennahen Schicht über
dem Talbodeh durchschnittlich um 4 - 5 C niedriger
als diejenige in der Höhe. An manchen Tagen
war die Nachtabkühlung des Tales beträchtlich
grösser und die Differenzen erreichten dann sogar
7° C. So eine beträchtliche Senkung der Lufttemperatur
im Tale wurde durch Abfiuss der Kaltluft
von den Hängen hervorgerufen. Infolge eines
erschwerten Abflusses (im Nordteil des Untersuchungsgebietes
kommt ein Taldurchbruch vor) lagerte
diese Lüft ziemlich lange in den niedrigsten Teilen
des Tales. Es folgt aus den Messdaten, dass Inversionen
dieser Art durchschnittlich einige zehn
Stunden andauerten, in extremen Fällen sogar über
14 Stünden.
Während Zyklonalwitterung war der tägliche
Gang der Lufttemperatur über den einzelnen morphologischen
Elementen des Tales von Strwiaj& sehr
ähnlich. Die Unterschiede der Temperaturwerte dagegen,,
wenn sie vorkamen, waren nicht gross (etwa
0,5 C). Nur an den äussersten Mess-Stellen; d.h.
in den am höchsten (656' m) und niedrigsten (452 m)
gelegenen,Punkten waren diese Differenzen etwas
grösser und erreichten durchschnittlich 1,5°. Die
Messungen der Lufttemperatur in verschiedenen Höhen
über dem Boden haben erwiesen, dass maximale Gradienten
in der Höhe 5 - 50 cm auftreten und durchschnittlich
90 120 auf 100 m (Abb. 3 und 4) beträgen.
cm
150-
7h
19h
/1 -10/
)9 M
cm
ISO-
II 13 15 17
b,
7h 19h 13h
4^
/1 -15/
4-
tS !7 \ 1
Abbildung 2: Ein Beispiel vom Tagesgang der Differenzen
der Lufttemperatur zwischen
dem Tal von Strwiajz (1) und der Höhe
von Röwnia (10) und einem Hang mit
NNE-Exposition (15) in 150 cm Höhe
(23./24.8.1976).
15 ' 17 ' 19 21 °C
Abbildung 3=: Vertikäle Schichtung der Lufttemperatür
bis 150 cm Höhe: a) im Tal von
Strwiai (1) und b) auf der Höhe von
Röwnia (10) bei Wetter mit starker Bewölkung
(26.8.1974).
Im täglichen Gang der Lufttemperatur unterscheiden
sich deutlich zwei Typen. Der eine bezieht
sich auf höhere Hangteile und Gipfelabschnitte der
Höhen. Er charakterisiert sich durch, eine sehr
schnelle Temperaturzunahme ungefähr von 14 - 15
Uhr. Eine'deutliche Temperatursenkung fällt auf
18 ^ 19 Uhr (Abb. 5).
Von dieser Stunde beobachtet man eine ausgesprochene
Hemmung der Temperatursenkung bis 2 Uhr
nachts. In den folgenden zwei, drei Stunden wird
eine gewaltige Abnahme der Lufttemperatur bis zum
Auftreten des Minimums gegen 4 - 5 Uhr morgens
registriert.

-213--
50
!00-
19h 7h
13h
Interessant haben sich vom bioklimatischeh
Gesichtspunkt aus die Messungen der Lufttemperaturminima
erwiesen. Es folgt aus den Daten, dass
in dem durch die Messungen umfassten Räum die
grössten Differenzen der Minima während wolkenlosen
Nächten oder bei sehr kleiner Bewölkung aufgetreten
sind. Abhängig vom Charakter des Wetters (wolkenlos,
windstill, neblig) kann man zwei Verteilungstypen
von Temperaturminima unterscheiden (Tab. 1).
150-
19h 7h
23 25"C
/
13 15 17 19 21 23 25°C
Tabelle 1: Ein Beispiel der Verteilung der Minima
der Lufttemperatur in 5 cm Höhe im
Querschnitt des Tales von Strwiaz
Punkt
1. 1
I . 2
1. 5
1. 6
1. 7
1. 8
1. 9
1.10
1.11
Meereshöhe
in m
548
507
478
452
458
476
502
546
582
617
656
15.8.1976
4,8
3,3
2,8
1,9
2,3
2,9
3,1
4,6
5,0
5,3
5,5
9.8.1975
10,4
7,9
7,4
9,5
8,8
7,9
7,0
7,9
8,5
9,0
9,6
Abbildung 4: Vertikale Schichtung der Lüfttemperatur
bis 150 cm Höhe: a) im Tal von
Strwia^ (1) Und b) auf der Höhe von
Röwnia (10) bei Wetter mit mässiger
Bewölkung (29.8.1974).
Abbildung 5: Ein Beispiel des Tagesganges der Lufttemperatur
in 5 und 150 cm Höhe:
a) auf der Höhe von Röwnia (10) und
b) im Tal von Strwiaz (1) am 23./24.
8.1976.
Der zweite Typus des Tagestemperaturganges
bezieht sich auf den Talboden und die. niedrigeren
Hangteile (Abb. 5). Im Vergleich zum vorangehenden
Typus unterschiedet sich dieser beträchtlich
durch eine grössere Tagesamplitude und eine sehr
regelmässige Lufttemperaturabnahme in den Abendund
Nachtstunden.
Zum ersten Typus ist diejenige Verteilung
der Temperaturminima beizurechnen, in welcher die
niedrigste Temperatur auf dem Talboden, höhere an
Hängen und höchste auf den Höhen festgestellt
wurde. Dieser Verteilungstypus der Minima war
hauptsächlich mit antizyklonaler Witterung verbunden,
die sich durch geringe Bewöikung und kleine
Windgeschwindigkeit charakterisierte. Der zweite
Typus kam auch während anhaltendem wolkenlosem
Wetter oder mit geringer Bewölkung vor, aber mit
gleichzeitigem Auftreten des Radiationsnebels in
der Nacht. Das niedrigste Temperaturminimum wurde
nicht auf dem Talboden, sondern an den niedrigeren
Hangteilen registriert. Das höchste Temperaturminimum,
ähnlich wie beim ersten Typus, wurde an
den Messpunkten, welche in den höchsten Abschnitten
des besprochenen Landes lagen, registriert.
4.2. Luftfeuchtigkeit
Die Messresultate der Luftfeuchtigkeit haben
gezeigt, dass während des Auftretens von antizyklonalem
Wetter (geringe Bewölkung und kleine Windgeschwindigkeit)
die Differenzen der Luftfeuchtigkeit
in dem besprochenen Raum erheblich waren.
Die über dem Talboden und den Hängen mit Nordexposition
lagernde Luft besass in 5 cm Höhe durch^schnittlich
um 10 - 12 %, in 150 cm Höhe um 5 %
höhere relative Feuchtigkeit als die über den Höhen
lagernde Luft. Es ist ein mittlerer Wert berechnet
für den ganzen Tag. Im Tagesgang der relativen
Feuchtigkeit werden andere Differenzen in
den Nacht- und Morgenstunden angedeutet (Abb. 6).
Im Laufe des Tages, d.h. zwischen 7 und 18
Uhr, während sonnigem, geringwindigem Wetter, war
die relative Luftfeuchtigkeit über dem Talböden
Insgemein kleiner als auf den Höhen des Untersuchungsgebietes.
Die durchschnittlichen Unterschiede
zwischen diesen Stellen wären 8 % in 5 cm
Höhe und 3 - 4 % in 150 cm Höhe. In den übrigen
Tagesstunden wurde aüf dem Talbodeh eine durchschnittlich
um 20 - 25 %: höhere relätive Luftfeuchtigkeit
als auf den Höhen registriert. Daher
waren die Tagesamplituden der relativen Lüftfeuchtigkeit
über dem Talboden beinähe zweimal grösser
als über Höhengipfelabschnitten.

-214
100i
SO
mo X
9 ü 13 tS 17 t9 21 23 t 3 5 7 h
Abbildung 6: Ein Beipiel des Tagesganges der relativen
Luftfeuchtigkeit in 5 cm und
150 cm Höhe: a) auf der Höhe von
Röwnia (10) und b) im Tal von Strwiajz
(1) am 16./17.8.1976
Während des Zyklönälwetters (windig mit starker
Bewölkung) waren die Differenzen der Werte der
relativen Luftfeuchtigkeit zwischen Tal; Hängen
und der Höhe beträchtlich kleiner als während des
antizyklohäleh Wetters. Sie überschritten durchschnittlich
2 % nicht. An manchen Tagen wurden
keine Differenzen beobachtet (Abb.. 7) .
ioo
26W)974
*00}X
Abbildung 8: Vertikale Schichtung der relativen
Luftfeuchtigkeit bis 150 cm Höhe:
a) im Tal von Strwiajz (1) und b)
auf der Höhe von Röwnia (10) bei
Wetter mit starker Bewölkung: 26.8.74
Manchmal in den Nachtstunden ist diese Typusmodifikation
untergegangen und in einen schwach
abgezeichneten Trockentyp übergegangen.
15&
60^
40
15 ' ^ '
iO 90 100X
100
29////79%
cm
150
7h 19h
80-
So' 5T
' lS ' 13 ' ' 1^ ' 19h
Abbildung 7: Ein Beipiel des Tagesganges der relativen
Luftfeuchtigkeit in 150 cm
Höhe im Tal von Strwiajz (1) und auf
der Höhe von Röwnia (10) bei Wetter
mit starker Bewölkung: 26.8.1974:, und
mit mässiger Bewölkung: 29.8.1974
Ih der bodennahen Luftschicht, sowohl auf
dem Talboden als auch an den Hängen, dominierte
hauptsächlich Nässtyp von vertikaler Verteilung
relativer Feuchtigkeit (Abb. 8 und 9).
Abbildung 9: Vertikale Schichtung der relativen
Luftfeuchtigkeit bis 150 cm Höhe:
a) im Tal von Strwiajz (1) und b) auf
der Höhe von Röwnia (10) bei Wetter
mit mässiger Bewölkung: 29.8.1974
lieber den Höhen dagegen (600 m Seehöhe) ist
am Tage sowie in der Nacht in der warmen Jahreshälfte,
während der ganzen Zeit der Messungen, ein
ausgesprochener deutlicher Feuchttypus vorgekommen.

-215-
5. SCHLUSSFOLGERUNGEN
Die erhaltenen Ergebnisse deuten darauf hin,
dass die Ausdehnung der Untersuchungen über das
Mikroklima und lokale Klima von Gebirgsvorland
und Gebirgstälern sehr wünschenswert zu sein
scheint, weil das Kennenlernen der Thermo- und
Feuchtigkeitseigenschaften von Tälern ein grosses
und wertvolles Material zur Erkennung des lokalen
Klimas bringen kann. Dank Messungen dieser Art
sind wir im Stande, den Einfluss des Reliefs auf
die Differentiation der klimatischen Zustände zu
beobachten und zu beurteilen. Dies wird zum besseren
Kennenlernen der bioklimatischen Verhältnisse
in Gebirgsräumen beitragen.

-216-
551.524.72(234.3)
LA TOPOGRAPHIE DE L'ISOTHERME 0° SUR LES
ALPES DU NORD DURANT L'HIVER
Henri Voiron
Station Meteoroiogique
Saint-Martin d'Heres- Isere France
Rgsume A l'aide d'une carte journallere oü sont
tracSes les isohypses de la surface isotherme 0°
d'apres les valeurs obtenues d'une part des radiosondages
peripMriques et, d'autre part, de
valeurs determinees ä partir de la temperature observee
dans des stations de montagne, on fait une
anaiyse du parametre retenu en fonction des divers
types de temps pendant trois hivers.
Abstract With the help of a daily map where we
get isohypses the 0 isotherm, surface derived from
values obtained with arounded radiosondes and on
the other hand with values calculated from temperatures
measured above surface of mountainous
stations we are doing analyses the retained parameter
with comparison of weathertypes during
three winters.
1. INTRODUCTION
On sait que la nature des preeipitations
hiverhales est üge ä un seul facteur: i'aititude
de 1'isotherme 0 . On peut admettre que lorsqu'il
y a precipitation, celle-ci a lieu sous forme de
neige au-dessus (en altitude) de la surface isothermieÖ°
et sous forme de pluie au-dessous. Des
chutes de neige sont parfois observees au voisinage
du sol par temperature tr§s iegerement positive
mais comme i l s'agit alors de neige qui "ne
tient pas", on ne s'y arretera pas.
On elimine les situations meteorologiques
oü une inversion de temperature ainsi qu'une isotherme
se produit avec l'altitude. De telles particularites
n'apparaissent pratiquement que par
regime anticyclonique, type de temps oü les preeipitations
sont quasi-inexistantes en hiver, donc
Präsentant un interet secondaire pour le but
recherche dans cette etude.
Pendant l'essentiel de trois hivers s'etendant
respectivement du 15/12/1971 au 9/4/72, du 1/
10/1974 au 31/3/75 et du 12/12/1977 au 20/4/78 on
a fait l'analyse du comportement de la surface 0°
au-dessus des Alpes. La region examinee est limited
par trois stations du reseau de mesures en
altitude entourant les Alpes francaises du Nord,
c'est-ä-dire PAYERNE (Suisse), NIMES et LYON
(France). La topographie de cette surface isotherme
a ete anaiysee chaque jour ä l'aide d'une
carte oü ont ete regulierement pointees:
- 1'altitude de 1'isotherme 0° aux 3 stations
de radiosondäge ä 1200 TU
- 1'altitude de l'iso 0° determinee par un
calcul simple detailie ci-apres, ä la verticale
d'une vingtaine de postes de mesures (stations
meteorologiques et postes meteorologiques aüxiliaires)
en montagne repartis dans les Alpes, les
observations prises en compte etant Celles de
1200 TU. On obtient ainsi une assez bonne representation,
ä petite echelle, du champ thermique
dans les basses couches de l'atmosphere au voisinage
du relief.
Le champ de temperature resuite; du trace
de l'altitude de l'iso 0° de 200 en 200 metres.
On appelle goutte d'air froid un minimum isole
de ce champ et dorne d'air chaud un maximum isole
de ce meme champ de temperature. Pour determiner
1'altitude de l'iso 0 ä compter d'un poste de
mesure en surface, on a adopte le gradient adiabatique
sec et on procede donc comme suit:
- ä l'altitude (connue) du poste meteo
considere (synoptique ou auxiliaire) on ajoute
(ou on retranche dans le cas d'une temperature
negative) 100 m par degre de temperature, lue au
thermometre sec, ä ia difference entre cette temperature
et 0 . pn admet ainsi qu'au voisinage du
niveau du poste la temperature deeroit de l°/100m
lorsqu'on s'eieve et que ce parametre croit de
1 /100 lorsqu'on s'abaisse (imaginairement) audessous
du poste. Pour limiter les erreurs inevitables
entrainees par cette methode, on elimine
toutes les situations oü la temperature est inferieure
ä -10 et superieure ä +10°, quelle que
soit l'altitude du poste.
11 est evident que le calcul precedent est
criticable, cependant 1'experience montre qü'il
donne dans le cas des periodes examinees des
resultats homogenes. Une verification sommaire de
cette methode a ete fäite indirectement de la
fäcon suivante:
- on prend la temperature observee ä 850
mbar ä LYON, soit TT cette väleur,
- dn multiplie par 100 m la difference
entre cette väleur TT et 0 , soit hhh la valeur
obtenue: hhh = (TT - 0) x 100 m
- on ajoute (ou on retranche) cette valeur
hhh ä celle, HHH, de l'altitude de la sürfaee
850 mbar, soit H'H'H' la valeur obtenue^ c'est la
valeur estimee de 1'altitude de 1'iso 0 . Bien
entendu, hhh se retranche de HHH dans le cas oü
TT est negatif.
- soit enfin H"H"H" l'altitude vraie de
l'iso 0 extraite du radiosondäge, on peut alors
comparer 1'altitude estimee ä 1'altitude vraie.
Sur un echantillon de 24 radiosondages analyses
on a trouve en moyenne une difference de 30
metres ce qui est tres peu.
Dans notre anaiyse, on a attache un interet
particulier aüx regimes perturbes qui ont ete nombreux;
et varies au cours des trois hivers. Enfin
les types de temps ont ete determines ä l'aide
des cartes meteorologiques du reseau national et
l'altitude de l'iso 0 a ete relevee sur les
messages ALTEM de 1200 TU des radiosondages.

-217-
Carte des isohypses de la
surface isotherme 0 (hm)
24/1/1978 1200 TU
(passage d'un front chaud)
18
O Lyort
20
o
Payerne

-218-
Les regimes perturbes de Sud-Ouest
- entre deux perturbations, l'altitude de
1'iso 0 est plus eievee en atmosphere libre que
sur le relief, dH etant tres differente d'un
regime perturbe ä un autre.
- l'arrivee d'un front chaud est mieux
ressentie en atmosphere libre oü la Variation dH/
dt peut gtre moderee, par exemple de l'ordre de
10.00 m, tandis que sur le relief, le meme parametre
restant generalement faible, c'est-ä-dire
nul ou tout au plus ä 300 m.
- le passage du secteur chaud, tres bien
ressenti en atmosphere libre par une eievation
moderee de l'altitude de l'iso 0 , est egalement
ressenti par une eievation marquee de ce paremetre
sur le relief, mais ä un degre deux fois moindre.
- apres le passage du front froid, la chute
de l'altitude de 1'isotherme 0 peut etre aussi
bien ressentie sur le relief qu'en atmosphere
libre, mais ä condition que la perturbation soit
tres active.
- dans le ciel de tralne, 24 heures apres
le passage du front froid, la surface isotherme
0 est nettement homogene, c'est-ä-dire qu'elle
ne presente ni goutte froide ni dorne d'air chaud
ä l'echelle synoptique.
Les regimes perturbes de Sud-Sud-Ouest
- l'arrivee d'un front froid, generalement
ondulant par ce type de temps, est marquee par une
faible chute de l'altitude de l'iso 0 en atmosphere
libre mais par contre par une eievation
generalement moderee sur le relief et exceptionnellement
spectaculaire par effet de foehn. Dans
les localites sensibles ä ce phenom§ne, la hausse
des temperatures en 24 heures peut atteindre 10
comme par exemple ä CHAMONIX.
- la chute de l'altitude de 1'isotherme
0 en atmosphere libre, marquee dans le cas d'une
perturbation active; soit par exemple de l'ordre
de 1000 m, n'est pas ressentie immediatement sur
le relief oü ce parametre etait alors nettement
en dessous de la valeur qu'il avait en atmosphere
libre. Ce n'est que 24 heures apr§s le passage du
front que la chute de 1'altitude de 1'isotherme
0 devient nette sur le relief.
- par contre, une chute de l'altitude de
1'isotherme 0 , peu marquee en atmosphere libre
dans le cas d'une perturbation peu active est
immediatement ressentie sur le relief. La valeur
du parametre H, relativement homogene partout,
est sensiblement la meme ä l'echelle synoptique.
Le regime de Lombarde
On sait que ce type de temps correspond ä
une circulation depressionnaire dans les basses
couches de 1'atmosphere, centree du golfe de Genes
ä l'Italie du Nord et entrainant des courants tres
humides d'Est ä Sud-Est de 1500 ä 3000 m le long
de la frontiere italienne.
- par ce type de temps, l'altitude de l'iso
0 , relativement homogene en atmosphere libre comme
sur le relief, se trouve situee ä des niveaux
differents. Sur le relief, notre parametre est
toujours ä un niveau plus eieve qu'en atmosphere
libre.
- c'est encore par ce type de temps qu'on
observe des anomaiies de temperature tres marquees
localement par effet de foehn dans les postes tres
sensibles ä ce phenomene meteoroiogique.
La vague de froid "annuelle"
Ce type de temps, souvent unique au cours
d'un hiver est generalement marque par le deplacement
vers le Sud d'un front froid axe Ouest-Est.
Bien que ce cas soit rare, voici ce que l'on a
remarque:
- avant le passage de cette perturbation,
1'altitude de 1'iso 0 etait sensiblement la meme
partout sur les Alpes du Nord. La Variation de ce
parametre par rapport ä la veille etait nulle en
atmosphere libre et tres faible sur le relief,
- des le passage du front froid, la chute
de l'altitude de l'iso 0 a ete spectaculaire et
homogene en atmosphere libre ainsi que sur le relief,
- au-delä de 24 heures, apres le passage de
la perturbation on s'est retrouve dans un regime
anticyclonique avec les particularites propres ä
ce type de temps.
3. APPLICATION A LA LIMITE NEIGE-PLUIE
A l'aide d'une carte d'isohyetes limitee au
departement de la Häute-Savoie, on se propose
d'exäminer s'il est possible de relier l'altitude
moyenne de la limite inferieure des preeipitations
neigeuses sur le relief ä l'altitude de l'iso 0
en atmosphere libre. Cette limite a ete tracee tous
les jours oü des preeipitations ont ete observees
sur les 42 postes pluviometriques du departement.
La difference entre la pluie et la neige etant
notee par l'observateur, on peut donc aisement determiner
la limite inferieure des chutes de neige
observees. Durant un hiver (1971/72) apres de 50
cartes ont ete etablies et analysees. On a remarque
que 1'altitude inferieure des chutes de neige etait
assez homogene en etant tres bien deiimitee ä 100 m
pres.
Un premier examen sommaire, d'une part de
l'altitude moyenne de l'iso 0° ä LYON et PAYERNE,
et d'autre part de la limite inferieure des chutes
de neige sur la Haute-Savoie a montre 1'ecart important
entre ces deux series de valeurs. La limite
inferieure des preeipitations neigeuses est situee
bien au-dessous de l'altitude moyenne de l'iso 0
comme precedemment indiquee. Elle se trouve de 200
ä 1200 m au-dessous de 1'isotherme 0 eh atmosphere
libre.
450
309
350
580
670
ANNECY
800
098
1400
450
i — .
450m-
Nature des preeipitations tombees sur la Haute-
Savoie entre le 10 et le 11/2/72 ä 08 heures:
. sous forme de pluie
* sous forme de neige

3.1 Quelques resultats
-219-
- les ecarts les plus importants (de
1'ordre de 1000 m) de la difference dH entre l'altitude
de l'iso 0 ä LYON et la limite inferieure
des chutes de neige le m§me jour sur la Haute-
Savoie semblent apparaitre en debut de regime
perturbe, surtout lorsque celüi-ci se manifeste
dans des courants en altitude ä composante Sud.
11 est alors probable que la Situation meteoroiogique
precedant 1'arrivee de la perturbation, donc
vraisemblablement anticyclonique, favörise 1'apparition
ou le creusement de gouttes d'äir froid
bloquees par le relief. Dähs ce cas, les preeipitations
qui ont lieü avec lä premiere perturbation
tombent dans cet äir froid. 11 en resuite des
chutes de neige ä beaucoup,plus basse altitude
qu'on ne 1'aurait pense ä premiere vue.
- la remarque precedente est encore valable
pour le passage d'une perturbation isolee.
- pär regime de Lombarde, dH a tendance ä
etre faible de l'ordre de -300 m.
- le cas oü la difference entre 1'altitude
de l'iso 0 (moyenne prise d'apres les radiosondages
de LYON et PAYERNE) et la limite, inferieure
des chutes de neige est nettement differente de
la valeur moyenne de 600 m peuvent se relier soit
ä 1'arrivee de la premiere perturbation apres un
regime anticyclonique ainsi qu'aü passäge d'un
front froid isölg, soit au cas oü faute,d'avoir
le radiosondäge de LYON,on a dü se contenter dü
seul radiosondäge de PAYERNE, soit encore ä lä
presence d'une Inversion de temperature due ä un
front, oü soit enfin avec le passage d'une queue
de front chaud sur 1'extreme Nord des Alpes. Dähs
tous ces cas, la väleur dH est nettement superieure
ä 600 m.
de la surface isotherme 0 dans ün espace montagneux
au cours du temps et hdtamment par regimes
perturbes. On observe surtout que l'altitude de
ce parametre se trouve en geherai inferieure sur
le relief par rapport ä sa valeur en atmosphere
libre, notamment ä l'avant et au passage d'une
perturbation. Par contre, on peut admettre que
dans tout ciel de traine bien etabli, l'altitude
de 1'isotherme 0 est sensiblement la meme audessus
de la plaine qü'en montagne.
On voit donc apparaitre plus nettement les
fluctuations de la limite pluie-neige par rapport
ä l'altitude de l'iso 0 en atmosphere libre,
seul critere pouvant etre pris en consideration
en matiere de prevision du temps, c'est-ä-dire
que:
- des les premieres preeipitations, i l
s!'etablit un decalage, tout d'abord croissant,
puis demeurant important, entre la limite inferieure
des preeipitations solides et l'altitude de l'iso
0° eh atmosphere libre, le premier parametre pouvant
etre situe bien au-dessous du second, soit
de 500 ä 1000 m.
- ensüite, des que le front froid de toute
perturbation est passe, cette limite inferieure
se rapproche rapidement de l'altitude de l'iso 0
en atmosphere libre, les deux vaieurs devenant
alors tres voisines l'une de l'autre.
- quant aux valeurs nettement inferieures
ä la moyenne de 600 m, i l semble interessant de
remarquer qu'elles ont generalement lieu le lendemain
oü la difference dH a ete beaucoup trop
eievee.
On peut egalement se demander si l'altitude
de la limite infgrieure des chutes de neige a un
rapport avec celle du fond de la goutte froide
interessant la Haute-Savoie mais 1 '-examen de ce
parametre durant une saison (Dec 71/Avr 72) ä
montre que la difference oscillait entre + et -
400 m et ce, indgpendamment de la direction du
vent ä 700 mbar sur les Alpes dü Nord. Enfin dn a
remarque qu'une chute tres marquee de l'altitude
de l'iso 0 ä LYON entrainait egalement üne chute
tres marquee de l'ältitude de la limite inferieure
des chutes de neige en Haute-Savoie au cours des
24 heures suivantes. L'exemple des 8 et 9/2/1972
est assez significatif:
- le 8 ä 00 TU ä LYON: iso 0° ä 2210 m
. - du 8 au 9 (0700 TU) la limite inferieure
des chutes de neige en Haute Savoie est ä 1100 m
- le 9 ä 00 TU ä LYON: iso 0° ä 1100 m
- du ;9 au 10, la limite inferieure des
chutes de neige en Haute-Savoie est ä 350 m.
4. CONCLUSIONS
L'analyse des nombreuses, et souvent dlffe-'
rentes situations meteorologiques qui ont Interesse
les Alpes du Nord durant trois hiyers a permis
d'apporter quelques precisiohs sur le comportement

-220-
551.524.7(234,323)
AIR TEMPERATURE AND HEAT ENERGY
BALANCE IN DINARIC ALPS
Nada PleSko
H yd rome t eo ro 1 og i c a 1 Institute
Zagreb, Yugosiavia
Abstract Dinaric Alps make a natural division between
the narrow seä-shore region of the Adriatic
sea and the inland territory. Differences in temperature
regimes pf Oinaric Alps southern and nor -
them slopes have been investigated on an energetic
basis. A correlation between heat balance compö -
nents and temperature climatte normals has been mathematicaliy
described.
1. iNTRODUCTiON
A temperature of the earth surface änd of the
nearground atmosphere depend upon a balance between
incident heat fluxes and those leaving the ground,
i.e. upon the net fiux of radiation R. in a surface
layer the net radiation flux ts transformed
mainiy into the heat energy, which is further consümed
by evaporation processes LE, by turbulent
heat fluxes P in the nearground atmosphere and by
the heat fiuxes B in the ground - so that
LE + P + B (1)
Air temperature t represents a sensible measure
of this balance, e.g. Sakali (1970), and can
be described as
t = g(R) or t = f(LE, P, B)
A know type of such relations is in the form
t = t(P/LE), where P/LE is the Bowen-ratio, e.g.
Lowry (1969). Here, air temperature increases when
more heat has been brought to the nearground atmosphere
by turbulent fluxes and when less heat has
been consumed by evaporation processes.
The Bowen-ratio makes a basic quantity ih our
investigations of air temperature and a heat balance
in a climatic sense. it has turned out that correlations
might be considerably improved after completing
the relations by heat components LE and B.
There i s ä complex of energy components, see
PleSkp and Sinik (1976), which has proved to be
significant for the eiimatie temperature regime of
Croatian (Yugoslavia) inland regions including the
north slopes of Dinaric Alps. Here the change with
height of LE, P and B has been determined as weii.
Southern slopes of Dinaric Aips inciude ä narrow
region of Adriatic sea-shore too (Fig. 1). The,
present report describes a heat energy components
combination which relation to the air temperature
of this region appears to be the best one.
The research procedure has made use of monthly
mean air temperatures during the period 1949-73
and of the yalues of LE, P and B, which had been
determined for the same.period by Budyko's method,
e.g. Budyko (1971), Sinik and Pleskö (1976) - at
the foiiowing meteorological stations:
Spl i t-
Marjan
Zav izan
Baäke
OStarije
Vrh Ucka
H= 122 m, ip=43°31'N X=16°26'E
H=1594 m, ip=44°49'N X=l4°59'E
H= 924 m, -p=44°32'N X=15°H'E
H=1372 m, ip=45°l7'N X=14°12'E
Both last stations have the data oniy for the
period 1970-75 but they compensate the lack of mountain
stations in this region tö a certain degree.
2.
46"
UCXE VRH
5EMf
ZAVIZAN
BASKE
OSTARUE
ZÄDAR
SPUt
MARJAN
t372
594
92t
Ftg l-POSiTiON OFMETEOROLOGtCALSTATtONS
!N THE DiNARiC ALPS REGtON
THE AIR TEMPERATORE AND ENERGY COMPONENTS
RELATIONSHIP IN THE MOUNTAINS OF DINARIC ALPS
in the continental part of Croatia monthly
mean air temperatures are positively correlated to
the following complex A of heat components:
A = — + LE
LE
A = — + LE
LE
4B up to the heights of
200 m ASL
3B above the heights of
200 m ASL
see: Plegko and Sinik (1976).
(2)
(3)
- Rijeka
- Senj
- Zadar
H= 104 m, iP=45°20'N X=14°27'E
H= 26 m, ^=44°59'M x=t4°54'E
H= 1 m, iP=44° 07'N A=15°14"E
The empirical relations (2) and (3) indicate
an increase of air temperature with LE and with
P/LE and a decrease with B. A physicai interpreta-

-221-
tion of eqs. (2) and (3) with respect to the air
temperature eiimatie normals should be based upon
mutuai reiatidnship of aü the eiements invoived.
The above reiationships appear to be vaiid
for the northern side of Dinaric Aips mountain ränge,
but they are subjected to a significant change
when crossing the ridge to its southern siopes
which descent down to the sea-shore. Here we have
got the foiiowing reiations for A:
a) A = 3 — + B + K
LE
Rijeka r = 0.92
Senj r = 0.95
the northern part of Adriatic
(4)
sea-shore.
b) A = 3 (— + B) - 0.5 LE + K (5)
— s RUEKA
— o SEMJ
A-3j^*B*K
kcat tm'Zmönth*'
S A
RiJEKA t. 6.37*0.)0A*1.77A**4.72^-1.67A*
SENJ t. 525* 3.56A*4.88A^*8.39A^ -2.27 A*
Zadar r = 0.95
SplltrMarjan r = 0.95
the middie part of Adriatic
sea-shore.
c) A = — + LE - 3B + K (6)
BaSke Ostarije r = 0.88
Vrh Ucka r = 0.92
Zavizan r = 0.88
- mountain stations at the southern slopes
of Dinaric Alps.
Obviously, A divides the sea-shore region in
the: three main eiimatie subregions. Vaiues K shouid
have been added to eqs. (4), (5) and (6) to keep A
positive in ai) the months for the reason of making
the computations easier. Still, these vaiues have
appeared to be quasiconstant in every of the men -
tioned subregions.
SPUT-M.
ZADAR
/*
oM-UT-M.
—*ZAOAR
A*3(j!g*B)-0.5LE*K
heat cm** month
6 A
t. 6.88* Ml A* !.09A*-0.42A3*0.03A'
t . 4.9! *5.45 A * 0.72A- -Q38A^* OMA*
In two main subregions the air temperature
increases with the Bowen-ratio and with a heat-fiux
B. Sttii, a good correiation between monthiy mean
temperature climatic normals and the heat components
complex A in the second subregion or the middle part
of Adriatic sea-shore (Zadar, Spiit-Marjan) could
be obtained by the addition of a term "- 0.5 LE"
into the eq. (5). This fact suggests the possibility
that the sea water evaporation under the direct
infiuence of an intense Sun radiation in our middle
adriatic region, might act as a negative feed-back
mechanism in the whoie complex of heat balance
components.
At the altitudes of southern Dinaric Alps
siopes (BaSke Ostarije, Vrh UCka, Zav izan) which
are higher than 900 m, a sea influence becomes less,
so that these regions attach themselves to the inland
(continental) part of Croatia.
The high linear correlation coefficients in
(4), (5) and (6) indicate strong mutuai reiation -
ships between Iocai temperature regimes and the heat
balance components combined in a compiex A. The
correiation can be even improved if one takes it to
be nonl inear, as it is suggested by Figs. 2 a, b, c.
The temperature curves here have been computed by
means of fourth degrees polynomials, i.e.
for each Station.
t = X a, A' (7)
i=0
OR OSTARIJE
-VRHUCKE
xZAVKAM
.7
A«--F*LE-3B*)<
LE
)2 A
B. 0§TAR)JE t - -!.84 +0.90A -0.32 A-*0.05A--0.002 A*
VRH UCKE t . - ! 90 -0.51 A * 0.46 A- *0.02 A^ -COM A*
ZAViZAN
t . -5.98* t.MA-0.6tA-*0.HA--O.00SA*
Fig.2-MONTHLY MEAN AiR TEMPERATURE

The curvature of the temperature curves t = f(A)
varies from one subregion to another and dUring a
year as wei! (Fig. 2 a, b, c) .
-222-
a) During winters and - to some extent -
Summers too of north Adriatic subregion a significant
increase of A is accompanied by a si ight temperature
increase. Transitiönai seasons behave in
an opposite way. Both characteristics are simiiar
to those of a continentai part of Croatia, where
they are more expressive.
b) in the middie Adriatic subregion only
summers appear to be characterized by an intense
change of A with a simuitaneous slight change of a
temperature.
c) The temperature change at mountain sta -
tions (and particuiariy during the winter) is
accompanied by an intense change of the heat components
compiex A. With that respect, nameiy with
respect of a temperature climatic stabiiity, the
higher parts (above 900 m) of Dinaric Aips resembie
the summers of middie Adriatic. Other words, in
spite of. their great differences in manifesting
forms of a climate, both need a very strong disturbances
of their heat energy potential to produce
the change of temperature normals (i.e. winter temperatures
in mountains - and summer temperatures
at middle Adriatic) .
Temperature regime of northern Adriatic subregion
is less stabie.
3. MATHEMATICAL DESCRIPTION OF THE AIR TEM­
PERATURE CORRELATION TO THE HEAT ENERGIES
COMPLEX AS A FUNCTION OF HEIGHT ASL
Air temperature may be defined as ä function
of both A and the altitude ASL, H - i.e.
t = f(A, H)
after having analized the coefficients a; of poiynomial
(7) Variation with height. These coeffici -
ents height Variation may be approximated by a
second order polynomials.
The resulting equations, describing the temperature
regimes, are:
a) Northern subregion of Dinaric Aips siopes
toward the sea-shore:
t= 6.24-8.76-10**s-H+l.09-l0'6.H-+ (8)
+ ( 3.92-4.21.10*3-H+1.24-10-s.H-) -A+
+ (-6.91 -1O'--5.45'10"S.H+3.99-10'"-H-) -A-+
+ ( 7.12-1.09-10'^-H+4.11 -10-s.H-) -A3+
+ (-1.76+3.55-10*3.H-1.59-10-s-H-) -A"
b) Middie subregion of Dinaric Aips siopes
toward the sea-shore:
t= 6.13-7.36-10*3.H+1.82-10'?-H-+ (g)
+ ( 5.84-8.94-10*3.H+3.57-10'^-H-) .a+
+ ( 9.23-10*--1.15-10*3.H+2.51 -10*?-H-) -A-+
+ (-4.35-l0'-+6.79-10'*-H+2.22-10*7-H-) -A3+
+ ( 3.74-10'--6.35-10'5-H+2.36-10*s-H-) -A"
The empiricai eqs. (8) and (9) make possible
a computation of a theoretical monthly mean temperature
t at any aititude H ASL, naturally, asu -
ming the values of A to be known. These values have
been determined for the southern siopes of Di -
naricAlps, Piesko (1977, unpublished).
Theoreticai temperature normals fit quite
wei! the real ones. Absolute deviations might rise
to 2°C (particuiariy during transitiönai seasons).
4. CONCLUSION
Resuits of mathematicaliy determined corre -
iations between the air temperature in a eiimatie
sense and the heat balance components combined in
their complex A, provide a physicai explanations
of differences in climates of Dinaric Aips northern
and southern slopes. Southern slopes have been
that way divided into the north and the middle
Adriatic subregions, the second one being characterized
by an intensified infiuence of the evaporation
heat fluxes. The heat eomponent complex A
in the mountain parts of both subregions (above
900 m ASL) attach them to the inland of Croatia,
iliustrating a weakened sea influence at these
heights. The investigation has proved a ciimate
stability of mountain winters and middle Adriatic
summers.
Acknowiedg ment This research has been supported
by the Repubiic Association for Scientific Research
of Croatia.
5. REFERENCES
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- Teilus, Vol . 24, No 3

-223-
551.521.1:551.583.1(234.32)
ZEITLICHE ÄNDERUNGEN VON SONNENSCHEIN
UND STRAHLUNG IM OSTALPINEN BEREICH?
W.Müller
Universität Hohenheim, BRD
Abstract Relative sunshine duration,global
and direct sun radiation on clear days of
a few lowland and high mountain's stations
in the Eastern Alps-region (1950-1975)are
investigated concerning possible oscillations
during the period of record.A smail decrease
could be shown only for the radiation at
the lowland stations.But this decrease is
not necessary related with anthropogenic
influences (dust particles).
Zusammenfassung Relative Sonnenscheindauer
,Global-und Sonnenstrahlung einiger
Niederungs-und Höhenstationen im ostalpinen
Bereich (1950-1975) wurden hinsichtlich allfälliger
zeitlicher Oszillationen an wolkenlosen
Tagen untersucht.Nur in der N i e ­
d e r u n g zeigt sich bei der Strahlung
eine geringe Abnahme,die aber nicht notwendig
auf anthropogene Dunsteinflüsse zurückzuführen
sein muß.
1 . EINLEITUNG
Angesichts der großen Bedeutung der
Intensität,spektralen Verteilung und Andauer
der Strahlung für die Strahlungs-und
Wärmebilanzverhältnisse der Erde und damit
für die pflanzliche Produktion und andere
biologische Prozesse etc.wird zunehmend
häufiger auch nach zeitlichen,eventuell
anthropogenen beeinflußten,Änderungen dieser
Größen ih verschiedenen Breiten und Seehöhen
gefragt. Insbesondere wird der Frage
des "natürlichen" oder "anthropogenen"
Dunsteinflusses auf Sonnenscheindauer und
Strahlung große Bedeutung beigemessen.
Müller (1977),Goldsmith (1977).
Hier bieten gerade alpine Stationen
Gelegenheit,hinsichtlich der letzten Jahre
(ab ca.1950),die angeblich durch besondere
Anreicherung atmosphärischer Spurenstoffe
und anthropogener Partikelkonzentration gekennzeichnet
waren,einige orientierende Aussagen
über allfällige Tendenzen der Horizontalsichtverhältnisse
,Sonnenscheindauer und
Globalstrahlungsintensitäten an wolkenlosen
Tagen(bzw.Mittagen)zu machen.Da dauernde
Reihen des Trübüngskoeffizienten kaum vorliegen,
zeigt sich der Wert längerer Reihen
von Sonnenschein-und Strahlungsregistrierungen
aus verschiedenen Seehöhen.DieserWert
wird allerdings durch Auswerteungenauigkeiten
und, wenn auch geringe, zeitliche
Änderungen des Eichfaktors wieder gemindert.
HORIZONTALSICHTBEOBACHTUNGEN AN
HEITEREN NACHMITTAGEN (14*
1/10 Gesamt-Wölkung)
Werte
Oft (z.B.Goldsmith,1977)wird die
Häufigkeitsverteilung der Horizontal-Sichtweiten
als erster grober Indikator für eine
eventuelle Änderung der "Lufttrübung" benutzt.
Bedenklich wird dieses Verfahren je-
doch,wenn man die zeitliche Änderung der
relativen Häufigkeit der Sichtweiten dazu
heranziehen wollte, um etwa Trends
a n t h r o p o g e n verursachter Lufttrübung
nachweisen zu wollen.Eine eventuelle
zeitliche Tendenz der relativen
Häufigkeit bestimmter Sichtweiten wäre vor
allem auf Häufigkeitsschwankungen der
G r o ß w e t t e r l a g e n t y p e n
zurückzuführen.Dies zeigt sich für den
Nordalpenbereich am Beispiel eines Gipfels
(Zugspitze)bzw.einer Niederungsstation
(Mühchen-Riem) in der Periode 1961-1975.
Natürlich besteht auch eine relativ enge
Beziehung zwischen horizontaler Sichtweite
und relativer Luftfeuchte an heiteren Tagen
(Kriterium war eine 14 Uhr Bewölkungsbeobachtung
von ^1/10)
TAB 1 : Häufigkeitsverteilung der bei bestimmten
14h - Sichtweiten beobachteten
relativen Luftfeuchten
(1961-1975)
Zügspitze
München-Riem
Rel.-Luft- (nur Sicht- Horizontalsicht
t-.
h
feuchte 14-- weiten-50km um 14 bei Bebeobachtet)
wölkung - 1/10
HH %
=-10
11-20
21-30
31-40
41-50
51-60
61-70
71-80
81-90
über 90
HH
^ 50km
5
45
62
91
85
96
102
83
57
12
638
52.2%
3:50 20 10 4 2 1km
0
0
30
74
73
24
8
2
1
0
0
1
7
33
74
37
22
8
1
0
0 0 0 0
0 0 0 0
1 0 0 0
3 0 0 0
17 0 0 0
28 2 0 0
41 12 1 0
36 9 5 0
10 15 5 0
2 13 1
212 183 138 39 14 1
41
587
48 64 75 81 (93)
Bei sehr guten Sichtweiten ( = 50 km) um
14** weist die relative Luftfeuchte im
Mittel 52 % auf der Zugspitze, 41 % in
München auf. Bei gleicher relativer Luftfeuchte
(52 %) bei sehr guter Sicht auf
der Zugspitze ( = 50 km) beträgt die in
München aber nur ca.18 km.

-224-
TAB 2 : Zeitlicher Verlauf der relativen
Häufigkeiten bestimmter Sichtweiten
an heiteren Nachmittagen
(1961-1975) ausgedrückt in % aller
Sichtweitestufen
Zugspitze
München
Sichtweitestufe um 14*

-225-
4. GLOBALSTRAHLUNG AN WOLKENLOSEN TAGEN
4.1. Tageswerte:
Tagessummenwerte integrieren zwar über
alle Stundenmittel,fassen jedoch Intensitätswerte
bei verschiedenen Luftmassen(Windrichtungen)
zusammen. Außerdem ist der wichtige
Sonnenstrahlungsanteil nicht von der
Himmelsstrahlung trennbar. Globalstrahlungs-
Tageswerte wurden hier von Wien-Hohe Warte,
202m,Stuttgart-Hohenheim,401m,uhd Sonnblick,
3106m,bearbeitet.
W i e n - H o h e W a r t e:Die Werte
der Globalstrahlungstagessummen an wolkenlosen
Tagen Wiens liegen-bei bedeutender
Streuung-nahe den für Stuttgart Hohenheim
gefundenen.Für Wien zeigt sich-bei Zusammenfassung
nach Jahrfünften-eine leichte Tendenz
zu etwas kleineren Werten.
TAB 4 : Jahressummen der mittleren Globalstrahlungstagessummen
bei wolkenlosem
Himmel,bezogen auf das jeweils
erste Lustrum
Wien H.W.
Stuttgart-Hohenheim
Periode % «a Periode %
1957-59
1960-64
1965-69
1970-75
100.0
101 .0
97.4
97.1
+ 1.0
-3.6
-0.3
1950-54
1955-59
1960-64
1965-69
1970-76
100.
96.
96.
95.
92.
-3.6
-0.2
-0.4
-3.8
total -2.9 -8.0
Vom Sonnblick sind während der Sommermonate
bewölkungsbedingt nicht genügend Tageswerte
1963-64, 1965-69, 1970-75 verfügbar.
S t u t t g a r t - H o h e n h e i m :Die
jeweils höchsten Punkte lagen auf einer
sinusförmigen Kurve,während die mittlere
Kurve,über sämtliche Punkte interpoliert,
den durchschnittlichen Globalstrahlungstagessummen
aller wolkenlosen(und nebelfreien)
Tage entsprach.Der Tab 4 kann eineim
Mittel-allmählich etwas geringer werdende
Globalstrahlungsjahresmenge aller wolkenlosen
Tage entnommen werden.Sowohl die,hier
nicht mitgeteilten,Maxima als auch die mittleren
Globalstrahlungssummen wolkenloser
Tage nehmen von Lustrum zu Lustrum allmählich
ab,(jeder Monat um etwa 5-10%).Für
Hohenheim zeigte sich die Assymetrie um das
Sommersolstitium:dle Frühjahrswerte sind
etwas höher als die Herbstmonate,was wohl
auf den unterschiedlichen Wasserdampfgehalt
der durchstrahlten Luftmasse und auf austauschbedingt
andere Aerosolteilchendichte
zurückzuführen ist.
S o n n b l i c k : Die Werte des
Sonnblicks zeigen eine auffallend geringe
Streuung,da dort die Luft konstant wenig
mit Aerosolteilchen befrachtet ist und der
Wasserdampfgehalt der Luft oberhalb 3106m
ganzjährig relativ gering bleibt .Bezeichnenderweise
konnte hier keine zeitliche Tendenz
zwischen 1963 und 1975 festgestellt werden.
Für die geplante Unterteilung nach Luftmassen,
beziehungsweise Windrichtungsgruppen,
gebrach es an hinreichend großen Häufigkeiten,besonders
im,an wolkenlosen Tagen
sehr armen,Hochgebirgs-Hochsommer.Die Windverteilung
des ganzen Jahres an wolkenlosen
Tagen auf dem Sonnblick war durch 47% NW
bis NE-20.6 % SW-Winde,22.8 % umlaufende
oder variable Winde,0.7 % Calmen und 9.2 %
übrige Richtungen gekennzeichnet.
4.2. Stundenwerte:
Stündliche Werte der Globaistrahlung
konnten nur von Wien und Sonnblick bearbeitet
werden.Neben den in Wien besonders auffallenden
starken Streuungen der Mittags-
Strahlungsintensitäten wolkenloser Tage an
gleichen Tagen der Beobachtungsjähre 1957-75,
kann man eine geringfügige Abnahme dieser
Mittagsintensitäten an wolkenlosen Tagen
vom Lustrum 1955-59 (verfügbar nur 1957-59)
über 1960-64 und 1965-69 auf 1970-74(mit1975)
feststellen.Die Werte des Sonnblicks,die
aiierdings(wie auch die Tagessummen)sehr
wenig streuen,zeigen k e i n e r l e i erkennbare
zeitliche Tendenz.
GlobalStrahlungsintensitäten der
wölkenlosen Mittagsstunden 12-1 3 h (nur ausnahmsweise
11-1 2 h) WOZ konnten iedigiich von
Wien und Sonnblick (-Ergebnisse... )verwendet
werden.Die aus den wölkenlosen Mittagen
interpolierte Maximalswertskurve führte
zu Jahresmittelwerten der Globalstrahlungsmenge
der wolkenlosen Mittagsstunde.Zieht
man die Jahresmittel zu Lustrenmitteln zusammen,erhält
man als relative Änderung die
Werte der Tab 5, die eine ähnliche geringe
Abnahmetendenz wie jene der Tab 4 zeigen.
TAB 5 : Relative Lustrenänderung der Jahresmittel
der Mittagsstunden-Globalstrahlung
an wolkenlosen Mittagen
Wien H.W.
Periode % ^
1957-59
1960-64
1965-69
1970-74
100.0
98.7"
-1.3
94,6"
-4.1
94.4*
-0, 2
Sonnblick
Periode %
1957-5 + )
1960-64J
100.0
+1.7
1965-69 101.7
1970-75 99.7
-2.0
total -5.6 -0.3
+) -bewölkuhgsbedingt-da nur wenige Werte.
5. SONNENSTRAHLUNG
Die Gelegenheit,aus getrennten Registrierungen
der GlobalStrahlung und der Himmelstrahlung
die Sonnenstrahlung für viele
(wolkenlose)Mittagsstunden durch Differenzbildung
zu erschließen,war für eine lange
Beobachtungsreihe(1957-74)für Wien H.W.
g r u n d s ä t z l i c h gegeben.Allerdings
birgt dieses,etwas fragwürdige,Verfahren
zu viele potentielle Fehlerquellen,
um zu zweifelfreien Ergebnissen führen zu
können.
Trotzdem sei-uhter Vorbehalt-das Ergebnis
auch d i e s e r Untersuchung kurz
mitgeteilt:
TAB 6 : Relative Lustrenänderung der Jahresmittel
der Mittagsstundensonnenstrahlung
an wolkenlosen Mittagen
Wien H.W. Periode
I 1957-59
I I 1960-64
I I I 1965-69
IV 1970-74
%
100.0%
99.9%
93.6%
92, 1 %
-0.1
-6.3
-1 .5
I - IV -7.9
Es überrascht,daß sich,bei großer Unsicherdes
Verfahrens,sehr ähnliche Gesamt-und Teiländerungsbeträge
wie in Tab 5 ergeben.

6, SCHLUSSFOLGERUNGEN
-226-
1. Die-geringe-Zahl wolkenloser Tage
(Mittage) verbietet die,gebotene,statistische
Prüfung.Es können nur etwaige Tendenzen
wahrscheinlich gemacht werden,
2. Die Verwendung von Sichtweiten äh
wolkenlosen Tagen (14h-Werte) ist zum Nachweis
anthropogen bedingter zeitlicher Tendenzen
der Lufttrübung a) infolge der
Schätzgröße, b) infolge der
W e t t e r l a g e n -ünd J a h r e s ­
z e i t e n - Abhängigkeit n i c h t geeignet.
3. Die Sonnenscheindauer an wolkenlosen
Tagen ist-- absorptionsbedingt-'in der
Niederung um etwas größere Beträge kleiner
als theoretisch mögiich als im alpinen
Hochgebirge,Eine Tendenz zu einer fortschreitenden
Verringerung der Sonnenscheindaüer
an "wolkenlosen Tagen" ist weder für
die Niederung noch für das Hochgebirge
nachzuweisen.
4. Die GlobalStrahlung an wolkenlosen
Tagen zeigte an den Stationen der Niederung
der Aipennordseite,von 1950-54 an,eine
Tendenz zu etwas (2-8%) geringeren Werten.
Das t r i f f t sowohl für die Tagessummen wie
auch für die Mittagsintensitäten (vermutlich
inklusive Sonnenstrahlung)zu.Im Hochgebirge
ist -sofern diese Aussage das
kleine Kollektiv zuläßt-keine Tendenz ersichtlich.
5. Die Oszillation der Maximalwerte im
Gebirge ist überaus gering.
6. Der Schluß,diese nur in der Niederung
abnehmende Tendenz auf zunehmende
natürliche und /oder anthropogene Ursachen
(Dunst) zurückzuführen,wäre aber
a) mangels schlüssigers t a t i s t i -
s c h e r Nachweise (kleine
Kollektive)^
b) infolge instrumentell bedingter
Schwankungsmöglichkeiten (Genauigkeit
des E i c h f a k t o r s )
c) verfahrensmäßiger Variationsbreite
(Interpolationen)zumindest verfrüht,
trotz der in 3. 4. und 5. festgestellten
Befunde,die die Bedeutung
der alpinen Observatorien unterstreichen.
Ergebnisse (1963-77) von Strahlungsmessungen
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-227-
551,521.1:551.510.42
EINIGE CHARAKTERISTIKEN DER TRÜBUNG
DER ATMOSPHÄRE
LukaS Jan
Geofyzikälny üstav SAV
Bratislava, CSSR
Abstract The apectral meaaürementa of the
direct solar radiation by Volz-sunphotometer
on Skalnate Pleao and in Bratislava
in the year 1976 are basis for the evaluation
of: the turbidity coefficient B^p,
Bpg ,the vater vapour content of the atmosphere
PW,the exponent

-228-
zeigen einen evidenten Tages-und Jahresgang.
Maximalwerte werden in den Mittagstunden
und in den Sommermonaten erreicht.
Beim antizyklonalem Witterungstyp
werden in Bratislava auf neun, gleichmässig
verteilten Lokalitäten Messungen durchgeführt.
Als Beispiel sind Ergebnisse vom
25.August 1976 um 13,oo Uhr MEZ angeführt.
Während in der Stadtmitte einzelne Para--
metem Werte für Bgp=0,56 ; Bgg=0,20 ;
c*=l,86 ; PW=0,5 ; Hg-.2,86 erreichten,
an der westlichen Stadtgrenze 3 km von
der Stadtmitte entfernt erreichten diese
Parametern folgende Werte : B^Q=0,33 ;
Bgg=0,10 ;

-229-
551.521.11:551.584,3
TIME AND SPACE VARIABILITY OF
SUNSHINE DURATION IN MESOSCALE
Andrej
Hocevar
University of Ljubljana
Ljubljana,
Jugoslavija
Abstract Ön basis of hourly values of sunshine
duration at three locations in northeastern
part of Slovenia (ten years' Observation
period) time and space characteristic
variations are evaiuated.
1. INTRODUCTION
Solar radiation is the main term in
the energy balance equation of the soii
surface. Various terms in this equation
determine the meteorologie parameters of
the biosphere in which various economic
activities take place, They depend on conditions
determined by the biosphere, Therefore
time and space Variation of solar
radiation must be kown in detail.
Values, time, and space Variation of
solar radiation depend on astronomic, topographic
and meteorologie parameters. In
scatered relief consisting of Valleys, basins,
hüls and parts of planes solar radiation
depends very much on relief shape.
Solar radiation is infiuenced by i t directly
and indirectly. Relief together with
astronomic parameters determine time of
sunrise and sunset, and i t influences movements,
creation and also the distribution
of weather Systems in a complex way.
Analysis of solar radiation - mainiy
global radiation - in a region is based on
measurements. They are scarce in spite of
the fact, that their number has grown exponentlally
during the past years (Budyko
1974). Much more numerous äre data on sunshine
duration which serve as a help for
the estimation of global radiation on the
basis of värioüs empirical formula of the
Angström type (Robinson 1966).
Similar variations in sunshine duration
and global radiation are expeeted,
When caiculating global radiation, the
question arises: Which. data should be used
for estimation of global radiation to get
the most representative values for the region?
We will try to answer this question
on basis of a Statistical analysis of
hourly values of sunshine duration measured
at three stations in the northeastern
part of Slovenia during 1965-1974,
2. TIME AND SPACE VARIABILITY
Analysis data were obtained from stations
located at Stojno selo, Maribor and
Jeruzalem. These stations are rather close
to each other (40 km distance). Two of
them viz^ Stojno selo and Jeruzalem are
located on top of hüls with relative height
80 m and 160 m, respectively, Maribor is
located on a plane.
On basis of colected data, mean
hourly values of sunshine duration were
calculated for each hour for each month.
Each mean value was calculated from approximately
300 measured values. Results are
given on Figure 1.
Main characteristics identified were:
High values of sunshine duration are observed
mainiy during the middle of the day.
In the first hours after sunrise and before
sunset values are much smaller. Maximal values
were observed mainiy before midday at
all three stations. Only in January were
maximal values observed at all three sta-

20 -
I I ! ! I I tl I
70
tions during 1300 and 1500 CET. Maximal values
are low in January (0.28) and rise
f röm this value to about 0.70 in July .- Another
main characteristics observed at all
three stations is the reduction of.sunshine
duration in early morning and late afternoon
hours in June. This phenomenon is related
to the increase of convective cioudiness
causing maximal monthly precipitation
in this month (Anonymous 1969).
20
t
68
i
N
b
D
In fall the main characteristic of
all three stations is the largest Intermensual
reduction - about 33% - for maximum
sunshine duration in November. This phenomenon
can be explained as follows: In November,
maximal duration of cyclonic activity
is observed in west Mediterranean, the
strongest intensity of cyclones is observed
and the largest number of strong cyclones
is recorded (Radinoviö and al. 1959). All
these facts influence cioudiness which in
turn dimi-nishes sunshine duration, This interdepenäence
was mentioned elswhere (Hocevar
1975).
20 -
16
It is worthwhile to mention the possibility
of how to discover systematic
Observation errors on basis of Figure 1.
Low values of sunshine.duration at noon
time during winter months at Jeruzalem
äre not consistent with data from Maribor
ahd Stojno selo. Detailed analysis show
that these values are infiuenced by obstacles
on the horizon - trees in the south direction
.
-230-
Figure 1. Daily and yearly distribution of
mean hourly values of sunshine
duration together with indieation
at which hour maximal value
was obtained (dashed line) for
different.stations, viz. Stojno
selo (a), Maribor (b) and Jeruzalem
(c) .
71
Anaiysis of the relationship among
data of all three stations was made on basis
of the following reasoning: If values
of sunshine duration on two plaees are determined
by the same weather system, a correlation
must exist between yalues at the
first and at the second Station. Correlations
can exist also between values which
have some time lag: Value at a particular
hour at one Station is correlated with value
before or after this hour at the second
Station.
If daylight time is n hours, total
number of pairs (N^,) in this day is defined
by the following relation

-231 -
(1)
N^ is also the number of elements in correlation
matrix.
In particuiar month we can find various
number of pairs more or less correlated.
Let us assign the following Symbol
tö such number: pairs correlated with
ä correiation coefficient r. The ratio
(CCp) is defined by the expression
CC = - (2)
which serves as a measure of climatic coherence,
i.e., regarding sunshine duration
between two stations, e.g. the Iarger this
ratio at Iarger values of correlation the
Stronger is climatic coherence.
Examples öf the yearly courses of
these ratios for the three possible pairs
of locations show very interesting distributions
See Figure 2. Well expressed are
numerous maxima and minima and Iarger and
smaller values. In geherai, climatic coherence
is stronger between Maribor and
Jeruzalem then between Stojno selo and
Maribor or Stojno selo änd Jeruzalem. Maximal
values between Maribor and Jeruzalem
are found in November viz. 0.82 ät r J> 0.60,
0.49 at r > 0.70 änd 0.11 at r > 0.80. At
all three pairs of stations the lowest
climatic coherence - practicaly zero - is
found in March, Sunshine duration in this
month is thus probably determined by locäl
parameters, or i t is at different plaees
infiuenced by different weather Systems,
or both. In June which is characterlsed
by strong convective cioudiness already
mentioned low values are found, as well.
On basis of comparison among stations viz.
a), b) and c) of Figure 2. we can also
conclude that climatic coherence between
Maribor and Jeruzalem is still rather
strong in October, But between Stojno selo
ahd Maribor and between Stojno selo and
Jeruzalem i t is low. Thus, sunshine duration
at Maribor änd Jeruzalem is determined
mostiy by the same weather processes,
though apparently this is not the case
with välues at Stojno selo.
6 -
i < 1 1 1 1 t i ' ! t
CC
cc
J F M A M J J A S 0 N D
I l '
i 1 1 1 i 1 i '
CC
CC
CC
Figure 2. Yearly courses of different ratlos
CC^ for different stations
viz. Stojno selo (a), Marlbör
(b) and Jeruzalem (c) änd different
values of r.
b

-232-
3. CONCLUSION
Fröm the analysis we can conclude the
foiiowing: Absolute values of sunshine
duration at all three locations are not
very different at maximal values. Differences
are found mostiy in early morning
and late aftemoon hours when values on
hüls are a l i t t l e Iarger than on the
plane,.
Maximal values are found in the hours
beforo noon, exept in January when
maximal values are found in first afternoön
hours. Unexplalned is the maximal
value at Jeruzalem during 1400 and 1500
CET in August.
Climatic coherence is much stronger
between Maribor and Jeruzalem than between
these stations and Stojno selo. Some
kind of climatic border must exist between
Stojno selo oh one side and Marlbor
and Jeruzalem on the other side.
During the year climatic coherence
varies. Between Maribor and Jeruzalem i t
is stronger in the second than in the
first part of the year. Between Stojno
selo and Jeruzalem climatic coherence is
much weaker than between Maribor and Jeruzalem;
Sunshine duration at Stojno selo
is frequently determined by other weather
Systems thän its value at other two locations.
to all three stations. This is most important
in October when this influence is the
most marked.
4. REFERENCES
Anohymous (1969): Atlas klime SFRJ. Izdanje
hidrometeoroloäke sluzbe SFRJ. (Beograd)
.
Budyko, M.I. (1974): Climate and Life. Academic
Press (London). 508 pp.
Hoäevar, A. (1975): Analiza podätkov o trajanju
soncnega obscvanja v treh vinorodnih
obmocjlh Slovenije (1965-1974.)
Razprave-Papers 19. Drüätvo meteorologov
Slovenije (Ljubljana). p.37-57.
Radinovld, Dj. i D. Lalic* (1959): Ciklonska
aktivnost u zapadnom Sredozemlju. Raz
prave in studije 7. Savezni hidrometeoroloski
zavod (Beograd). pp. 57.
Robinson, N. editor (1966):. Solar Radiation
Elsevier Publishing Company (Amsterdam)
. pp, 34 7.
To answer the question we mentioned
in the introduction is not very easy. There
appears to be no Single answer. In some
months, the determination of the most representative
sunshine duration data is
easy. I t is hot very important which location
we take, data from Maribor or data
from Jeruzalem. They are both representative
for the eastern part of the region.
Although, i t is perhaps better to take
values fröm Jeruzalem which are somewhat
higher at early morning and late aftemoon
hours than values from Maribor.
For the Western part of the region
i t is better to use values for Stojno selo
because they reflect the influence of
weather Systems which are not in common

-233-
551.521.1(234.37)
DIE SONNENGLOBALSTRAHLUNG AM SENKRECHTEN PROFIL DER KARPATEN
Mieczyslaw Hess und Zygmunt Olecki
Institut für Kiimatoiogie der Jagelionischen Universität
Kraköw, Polen
Abstract In the paper the autors discuss
the differentiation of annual,
seasonal and monthly totals of the global
solar radiation in the verticai profile
of the northern slope of the Carpathians.
On the basis of data from the period
1971 - 1973 the dependence between solar
radiation and altitude was analysed.
Zusammenfassung Die Verfasser untersuchten
die Jahres-, Jahreszeit- und
Monatsunterschiede der Summen der Globalstrahlung
am senkrechten Profil des
Nordhangs der Karpaten. Auf Grund der
Daten für den Zeitabschnitt 1971 - 1973
wurde die Abhängigkeit der Sonnenstrahlung
von der Hohe über dem Meeresspiegel
analysiert.
Der Zufiuss von Sonnenenergie auf
dem Erdboden im Gebirge hängt von der
Höhe über dem Meeresspiegel und der
Gestaltung von damit verbundenen anderen
meteorologischen Elementen ab. Es ist
allgemein bekannt, dass mit der Höhe
über dem Meeresspiegel die Quantität
des Wasserdampfes und der Luftverschmutzung
geringer wird. Daher wird
in dieser Richtung die Luftdurchsichtigkeit
grösser und die direkte Strahlung
intensiver.
Die Stärke der direkten Strahlung
steigert sich am Nordhang der Karpaten
im Durchschnitt um 0,009 cal/cm2.min
je 100 m Hohe. Dieser Zuwachs ist in
den Karpaten wie auch in anderen
Gebirgssystemen keineswegs gleichmässig
am gesamten Profil. Am intensivsten
ändert sich die Stärke dieser Strahlung
in den unteren Partien, wo sie vom
Bergfuss bis zu ca. 900 m über dem
Meeresspiegel um 0,012 cal/cn*2.min
wächst. Oberhalb dieser Grenze bis zu
den höchsten Gipfeln wächst der senkrechte
Gradient der direkten Strahlung
bis zu 0,007 cal/cm2.min je 100 m Höhe.
Sehr deutlich ändert sich die
Globalstrahlung im senkrechten Profil
der Karpaten. Für die Charakteristik
dieser Änderungen am Nordhang der
Karpaten wurden Daten von drei Jahren
in bezug auf die Summen der Globalstrahlung
in den Jahren 1971 - 1973
benutzt. In der vorliegenden Bearbeitung
wurden Daten von vier aktlnometrischen
Stationen ausgewertet, die sich in
verschiedenen Partien des senkrechten
Profils dieses Gebirges befinden.
Die höchsten Partien der Hohen Tatra
ist vom Lomnicky Stit vertreten, der
2638 m über dem Meeresspiegel liegt.
Die Station Kasprowy Wierch befindet sich
auf 1996 m. Die unteren Partien der
Hohen Tatra - des höchsten Massivs der
Karpaten - werden von der Station
Zakopane vertreten /857 m aber dem
Meeresspiegel/ und der Gebirgsfuss der
Karpaten - von der Station Gaik-Brzezowa,
die sich 259 m über dem Meeresspiegel
befindet.
2500
2000
1500
1000
500
mü.M.
Lomnicky Sttt
o Zakopane
Gaik Brzezowa
Kasprowy Wterch
82 84 86 88 90 92 94 96 -
kcat/cm--
Figur 1. Mittlere Jahressummen der
Globalstrahlung am senkrechten
Profil der Nordkarpaten
Die GlobalStrahlung verstärkt sich
in den Karpaten je nach der Höhe, durchschnittlich
von 81,7 bis 96,1 kcal/cm2
im Jahresverhältnis /Fig.l/. Das heisst,
das die Gipfelpartien jährlich mit ca.
15 % mehr Sonnenenergie versorgt sind
als der Gebirgsfuss. Die Änderungen der
Summen der Globalstrahlung je nach Höhe
sind am ganzen Profil ungleichmassig.
Der mittlere senkrechte Gradient in den
unteren Partien des Profils beträgt vom
Gebirgsfuss bis zu 2000 m über dem

-234-
Meeresspiegel 0,3 kcal/cm--, oberhalb
davon bis zu den höchsten Gipfeln steigt
er bis 1,3 kcal/cm^ mit jeden hundert
Metern.
Anders gestaltet sich der Jahresgang
der Summen der Globalstrahlung in
den einzelnen Teilen des Karpatenprofils.
10
kcat/cm'
strahlung auf verschiedenen Höhenstufen
geht hervor, dass sich die Verteilung
dieser Strahlung am Nordhang der
Karpaten verschiedentlich in den jeweiligen
Monaten und Jahreszeiten gestaltet.
mü.M.
2500

-235-
mu.M.
2500
2000
1500
1000
500
V) -V!H
29 31
XH - H
33
kcat/cm--
35 37
11 .
kcat/cm
Figur 4. Mittlere Summen der Globalstrahlung
im Sommer /VI - VIII/
und im Winter /XII - I I / am
senkrechten Profil der Nordkarpaten
Die kleineren Summen der Globalstrahlung
im Winter in den Gipfelpartien
der Hohen Tatra im Vergieich mit den
tiefer liegenden Gebieten gehen wahrscheinlich
aus der Lage der Station
hervor. Die in der Hohen Tatra am
höchsten gelegene akt i nome tri s che Station
Lomnicky Stft befindet sich 2638 m
über dem Meeresspiegel. Ihr Horizont
ist daher beachtlich niedriger, deshalb
dringt hierhin nicht die von den mit
Schnee bedeckten Nachbarhangen zurückgestrahlte
Radiation, wodurch eine
höhere Mitwirkung der diffusen Strahlung
entstünde. Im Gegensatz dazu erreicht
die Globalstrahlung an den tiefer gelegenen
Stationen höhere Werte, sie wird
nämlich durch die von den umiiegenden
Hängen rückgestrahlte Energie bereichert.
Mit einer ähnlichen Situation haben wir
es im Frühjahr zu tun, was auf Fig.5
gezeigt wird. Im Herbst wachsen dagegen
die Summen der GlobalStrahlung mit der
Höhe am ganzen Profil des Nordhangs der
Karpaten.
Die weiter oben dargestellte
Analyse der Verteilung der Globalstrahlung
je nach Höhe über dem Meeresspiegel
im Nordteil der Karpaten bildet lediglich
ein Versuch^ diese Frage zu lösen. Sie
beruht auf dem Material von einer zu
kurzen^ kaum drei Jahre dauernden
Messungsperiode, sie umfasst daher nicht
alle Eigentümlichkeiten des Klimas
dieses Gebiets. Der Vergleich der Ergebnisse
dieser Analyse mit Forschungsresultaten
von anderen Gebirgsgebieten
Europas und Asiens weist jedoch eine
beachtliche Übereinstimmung auf.
mu.M
)X -X) kcat/cm
19
15
2500
2000
1500
1000
500
27
tt) - V
29 31 _
kcal /cirr
Figur 5. Mittlere Summen der Globalstrahlung
im Frühjahr / I I I - V/
und im Herbst /IX - XI/ am
senkrechten Profil der Nordkarpaten

-236-
551.521 :551.585.7
BIE STRAHLUNGSBILANZEN ZWEIER HOCHALPINER STATIONEN
WÄHREND DER VEGETATIONSPERIODE
Michael Staudinger
Universität Innsbruck
Innsbruck, Austria
Abstract Ih summer 1976 the radiation balance of
two stations In 1980 and 2580 m a.s.l. in the
ötztal Alps was measured during the Vegetation
period. Radiation conditions are strongly modified
by temporary snow Covers. The comparison of stations
in different altitude, shows the influence of disturbances
above and below the snow line, The height
interval of 600 meters. permits the determination
of the verticai gradients of the radiation characteristics.
Zusammenfassung Im Sommer 1976 wurde die Strahlungsbilän'z
zweier Stationen auf 1980 und 2580 m in den
Ötztaler Alpen, während der Vegetationsperiode, gemessen.
Die Strahlungsverhältnisse, im Hochgebirge
werden im Sommer durch vorübergehende Schneedecken
stark modifiziert. Der Vergleich beider Stationen
zeigt ober- und unterhalb der Schneegrenze den Einfluß
von Störungen auf kurz- und langwellige Bilanz.
Die Höhendifferenz, von 60O m erlaubt eine Bestimmung
der Gradienten der einzelnen Strahlungsgrößen,
1. EINLEITUNG
Im Rahmen des MAB (Man and Biosphere) - Projektes
No.6 wurden an zwei Stationen in der Nähe Obergurgls,
in einer innerälpinen Tallage Im hinteren
Ötztal,Messungen zur Bestimmung der Komponenten des
Wärmehaushalts in der Zeit vom 1.7. bis 30,9.19.76
durchgeführt.
Die Station "Hohe Mut" liegt auf einem ca,
100 m breiten Bergrücken 300 über zwei Nord-Süd
verlaufenden Gletschertälern auf 2580 m Seehöhe,
auf einer schwäch ausgeprägten Kuppe. Die Horizontüberhöhung
ist gegen Osten am größten und beträgt
dort ca. 10 .
6O0 m,tiefer und 2,5 km talaufwärts an der Einmündung
des oben erwähnten Gletschertales in das
Gurgler Tal, befindet sich aüf der nach Nordosten
exponierten Talseite die Station "Wiese" (198o m)
auf einem ca. 10 geneigten Hang, Die Standorte
der beiden Stationen waren durch die gleichzeitige
Verwendung der gewonnenen Daten für Projekte
der Vegetationsänalyse, Mirkobiologie und Bodens
künde bestimmt.
2. Meßmethoden
Zur Messung der Strahlungshaushaltsgrößen
wurden auf beiden Stationen Sternpyranometer und
Pyrradiometer der Fa. Schenk, Wien, verwendet. Die
Registrierung erfolgte duch einen kompensierten
Failbügelschreiber derselben Firma. Eichungen mit
einem Linke-Feußner Pänzeräktinömeter der Fa. Kipp &
Zonen, Delft, die teils in Innsbruck, teils an den
Stationen vorgenommen wurden, zeigten einander
überlagernde, leichte Abhängigkeiten von Sonnenhöhe,
Alterung und Temperatur, die sich in der Summe auf
1 bis 2% addierten, im einzelnen aber kaum zu
trennen waren. 5 ganze oder teilweise wolkenlose
Tage im August und 3 im September, ermöglichten insgesamt
60 Feldeichungen durch Abschattung. Die Sterne
befinden sich bei rascher Intensitätsänderung der
Strahlung erst, nach 4 bis 5 Minuten wieder in thermischem
Gleichgewicht (Rott 1974), sodaß sowohl
direkter als auch diffuser Anteil während der ca.
10 Minuten dauernden Eichung konstant bleiben müssen.
Aus diesem Grund wären die zahlreichen Schönwettertage
mit Queiibewöikung im Juli für Eichungen unbrauchbar.
Eine weitere mögliche Fehlerquelle entsteht
auch durch die manuelle Auswertung der alle
2 Minuten erfolgten.Registrierung in Stundenmitteln.
Vor allem bei geringen absoluten Beträgen kann der
relative Fehler bis in Prozentbereiche wachsen. Bei
stärk wechseinder Intensität, z.B. Fractocumulus-
Bewölkung in Sonnennähe,wurden die Punkte einzeln
ausgezählt, in der Annahme, daß positive und negative
Abweichungen während der 2 Minuten Intervalle
einander ausglichen.
Der Boden unter der Strahlungsregistrierung
der Station Wiese erhält durch seine ca. 5 geneigte
und nach NNW exponierte Lage je nach Sonnenstand
größere oder geringere Energiegewinne als
die horizontale Empfängerfläche der Meßgeräte. Zur
genauen Bestimmung dieses Unterschieds wurde für
alle Studen der tatsächliche Einfallswinkel 6
der direkten Sonnenstrahlung berechnet. Bezeichnet
A die Neigung des Bodens, h die Sonnenhöhe, 6ct
die Differenz zwischen Sonnenazimut ot und Expösitionswinkel,
so ergibt sich 9 aus der Beziehung
sin 3 = sin h cosA + cos h sinX cosBot (1)
a und h
aus den Gleichungen
sin a = cos6 sim /cos h (2)
sin h = sin

-237-
erhalten und trägt zum überhormalen Julimittel
der Temperatur bei. Der Ubergang zu einer feuchtkühlen
N-W Strömung am 22.7. führte zu einem
starken Temperaturrückgäng und Schneefällen an
beiden Stationen. Erst am 29.7. folgte der nächste
Strahlungstag mit Quellbewölkung und hohen Tagessummen
der Globalstrahlung. Im August entwickelten
sich nur selten stabile Schönwettertage, da an der
Südostflanke einer von den Azoren bis Skandinavien
reichenden Antizyklone über längere Zeiträume
kühle und feuchte Luftmassen abgeschnitten waren,
die stratiforme Bewölkung, unbeständiges und
kühles Wetter, aber nur geringe Niederschläge mit
sich brachten. Die negative langwellige Bilanz sank
in diesem Zeitraum auf ein Viertel der Werte der
Schönwettertage. Erst am 22.8.1976 gewann die Hochdruckzone
im Norden verstärkten Einfluß und bewirkte
eine Folge sonniger Tage mit konvektiver Bewölkung
und hohen Werten der Strahlungsbilanz, In
den letzten Augusttagen fiel der Großteil des
MonatsniederSchlags, als ein über Südengland liegender
Kaltlufttropfen über die Alpen hinweg nach
SE gesteuert wurde. Der nachfolgende Kaltluftschub
aus NW brachte bei stürmischen Winden einen empfindlichen
Temperaturrückgang. In der zweiten Septemberwoche
wanderte das über dem Atlantik liegende Hoch
wieder zum Kontinent und brachte in der Zeit vom
6. bis 9.9. die höchsten Tagessummen der Globalstrahlung
im September. Der höchste Wert der
Strahlungsbilanz wurde auf der Station Mut jedoch
erst am 9.9. erreicht, als die bereits seit Anfang
September bestehende Schneedecke wieder weggeschmolzen
war. Am 10.9. gelangten die Störungen
eines vor den Britischen Inseln liegenden Tiefs
bis in den Aipenraum und brachten erneut Schneefälle,
diesmal auch für die tieferliegende Station
Wiese. Dort blieb er zwar nur bis zum 12.9. liegen,
die Station Mut lag jedoch bis zum 27.9. unter
einer für die Jahreszeit zu frühen Schneedecke.
Deshalb wurde auf der Hohen Mut trotz der Schönwetterperiode
vom 20. bis 26.9. kaum ein Drittel
der Strahlungsbilanzsumme des August bei 97% der
Globalstrahluhgssume erreicht. Am 26.9.76 begann
bei verstärkter Südströmung der Abbau des Hochs
über Mitteleuropa und instabil geschichtete Luftmassen
bewirkten sehr intensive Niederschläge an
der Alpensüdseite und nur wenig abgeschwächt am
Alpenhauptkamm. Auf Grund der andauernden Südströmung
sank das Temperaturniveau jedoch nur
wenig, wodurch der Boden auf beiden Stationen bis
Monatsende schneefrei blieb. Eine weitere Eigenheit
der über den Hauptkamm greifenden Störungen
aus Süden und der damit verbundenen Bewölkung sind
die hohen Werte der Gegenstrahlung, die denen des
Hochsommers gleichkommen.
Tab.l: Monatssummen der Strahlungsflüsse auf den
Stationen Mut (M) und Wiese (W)
Globalstrahlung
J u I i A u g u s t S e p t e m b e r
2 2
cal/cm MJ/m
M 14796 62o 12167 51o
W 132o9 553 11184 469
Wiese auf die geneigte Fläche
12942 542 lo94o 458
M
W
M
W
M
W
M
W
M
W
36.2
25.6
lo338
9718
18746
19678
2241o
22936
433
4o7
Albedo
23. I *
21.4
Kurzwellige Bilanz
9424
8575
395
359
11394
9996
9666
65.7^
35.9
38ol
63o9
Atmosphärische Gegenstrahlung
785
824
939
961
18355
19183
769
8o4
Emission d. Bodens
21734
22478
911
942
16764
17288
18828
2o7o3
Strählungstemperatur d. Oberfläche
6.8
8.6
-3667
-3261
154
137
4.8
7.2
Langwellige Bilanz
-3379 -142
-3295 -138
Gesamtbilanz
M 6671 279 6o54 254
W 6457 271 5276 221
^ teilweise schneebedeckt
-2.7
3.7
-2o64
-3459
1737
285o
477
419
4o5
159
264
7o2.4
724.4
789
867
-86
-145
73
119.4
die Globalstrahlung auf beiden Stationen gleich
groß ist- in den Mittagsstunden liegen die Wehrte
der Gesamtbilanz der Bergstation um 16o kJ/m h
über denen der Talstation. Die Schneedecke im
September bewirkt sowohl die geringeren Verluste
durch die langwellige Bilanz (Abb.2) als auch eine
wesentlich kleinere Gesamtbilanz auf Grund der auf
ein Drittel verminderten kurzwelligen Bilanz'.
Die Monatssummen der Bodenemission (cT ) auf
der Talstation in den Monaten Juli und August sind
4. Monatssummen der einzeinen Komponenten
Tab.l zeigt die Monatssummen der einzelnen
Komponenten an beiden Stationen. Größten Einfluß
auf kurzwellige und Gesamtbilanz hat die Andauer
einer Schneedecke nach einem Störungsdurchgang OJ5
durch die damit verbundene Albedoänderung. Dies
war auf der Station Mut im Juli an 7, im August
an keinem und im September an 23 Tagen, an der
LJ
Station Wiese hingegen nur an 2 Tagen im Juli und
an 7 Tagen im September der Fall. Im Mittel der ca. -J

-238-
3-
CJ-
—]m.
CE '
CJ
—i 1 1 1 r
o.oo t.OO 8.00
—t r
is.oo
—] r
ie.00
*T r
30.00
LW. BILRNZ. MUT. WI ESE, HUG.SEPT.
Abb.2: 1 Mut Aug.; 2 Wiese Aug.; 3 Mut Sept.;
4 Wiese Sept.
um 2 bis 3% höher als auf der Station Mut, da die
Zahl der schneebedeckten Tage geringer ist. Die
Maxima der Oberflächentemperatur der Station Mut
liegen an Tagen ohne Schneedecke 4-5 über denen
der Station Wiese, die Manima 3-4° darunter. Ursache
dafür war in erster Linie die unterschiedliche
Vegetation. Auf der Station Wiese.stand das
Gras lo-15 cm hoch, die Station Mut hingegen ist
nur von einer schütteren Grasheide bedeckt. In
geringerem Maße war dafür auch die größere Amplitude
der Globalstrahlung aüf der Station Mut verantwortlich.
Die Tagesschwankung der Oberflächentemperatur
nahm auf der Station Wiese an Schönwettertagen
um 4 zu,als Anfang August das 20 cm
hohe Gras abgemäht wurde.
Die im ganzen Zeitraum etwas weniger negative
Summe der Bodenemission an der Station Mut wird aufgewogen
durch die Abnahme der atmsophärischen Gegenstrahlung
mit der Höhe, sodaß letzlich die langwellige
Bilanz an der Bergstation stärker negativ
wird. In klaren Nächten betrug das Minimum atmosphärischer
^egenstrahluhg auf der Station Mut im
Juli 22t} W/m ,1m August 2o9 W/m und im September
198 W/m . Zur gleichen Zeit sind die Werte auf
der Station Wiese 5-6% höher. Die Tagesschwankung
? ^
cu
^ *
''St
.00
Tab. 2: Gradienten der Strahlungsflüsse
J u l i A u g u s t S e p t e m b e r
cal/cm^ loo m d bzw. kJ/m^ loo m d
Globalstrahlung
8.5 356 5.3 222 7.8 327
S trahlungsbilanz
1.2 50 4.2 176 -6.2 -26o
Atmosphärische Gegenstrahlung
5.o 2o9 4.5 188 2.9 121
2
sinkt an wolkenlosen Tagen von ca. 43 W/m im Juli
auf 23 W/m im September. In Tab.2 sieht man die
Gradienten zwischen den beiden Stationen.
Die Tendenz der langwelligen Bilanz geht auf
der Station Mut vom Juli zu weniger negativen Werten
im September,da die häufigere Schneebedeckung die
Abnahme der Gegenstrahlung in diesem Zeitraum ausgleicht.
Der bis in den Herbst freie Boden im Tal
bedingt die leichte Zunahme der langwelligen Strahlungsverluste
bei abnehmendem atmosphärischem
Temperatur- und Feuchtigkeitsniveau.
5. Tagesgänge heiterer und bewölkter Tage
3 typische Tagesgänge von kurzwelliger(KB\
langwelliger (LB) und Gesamtbilanz(SB)sowie atmosphärischer
Gegenstrahlung A und Emission des Bodens E
vom 7. und 9. August 1976 sind in den Abb.3 bis 5
zu sehen. Der 7. August war ein fast wolkenloser
Tag mit ej,ner Tagessumme der Globalstrahlung von
29.9 MJ/m . Er zeigt deutlich die Phasenverschiebung
zwischen Erwärmung der Bodenoberfläche und der sie
erzeugenden kurzwelligen Bilanz. Dies setzt sich in
der langwelligen Bilanz spiegelbildlich fort, da
die Gegenstrahlung an wolkenlosen Tagen nur einen
geringen Tagesgang aufweist.
Den Einfluß von kurzzeitiger Bewölkung sieht
man in Abb.4, die denselben Tag auf der Station
Wiese darstellt. Als um 15 Cu-Bewölkung die Sonne
kurz verdeckte,sank kurzwellige- und Gesamtbilanz,
die Gegenstrahlung stieg leicht an. Der Rückgang
der Bodenemission war auf Grund der Wärmekapazität
des Bodens um eine Stunde verzögert.
Einen wesentlich größeren Anteil an der Gesamtbilanz
hat die Gegenstrahlung an stark bedeckten
Tagen, wie z.B. "am 9.8.76 in Abb.5. Die kurzwellige
Bilanz beträgt in der Tagessumme ein Fünftel des
Wertes vom 7.8.76 und liegt nur wenig über der
Gesamtbilanz. Die Bodenemission ist nach dem voran-
KB SB KB SB
cj
cus
* 3-
E A
CC
CC
CJ
LB
LB
0.00 t.00 8.00 IS.00 18.00
Rbb.3 TRGESGRNG D-K3MP. MUT.7.8
i i
30.00 St .00
0^00 t^00 ' 8.00 ' 12.00 ' 16.00 ' 30.00 '
Rbb.4- TRGESGRNG,KOMP.WIESE, 7.8.

-239-
gegangehen Schöhwettertagen noch relativ hoch und
ändert sich bei steigender Globalstrahlung durch,
kurze Aufhellungen gegenläufig zur atmosphärischen
Strahlung und
vermehrtem Maß zur langwelligen
Bilanz. Um^l3 erreichte die Gegehstrahlung ihr
Maximum 337W/m als die Üntergrenze der Nimbostratus-Decke
auf 24ÖO m lag, und die Station in
Nebel eingehüllt war. Die Globalstrahlung beträgt
in dieser Stunde 163 kJ/m h, das sind 5% eines Schönwetterwertes.
Referenzen
Dirmhirn, I (1959): Untersuchungen an Sternpyranometern.
Arch^f,Met.Geoph.Bioki. Ser.B, 19,149-156 LJ .
'3=o
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in den Östalpen mit besonderer Berücksich­
CC"
—iotigung
ihrer Höhenabhängigkeit, Archiv f. Met. LJ
Geoph.Bioki.,Ser.B.,2, 3öl-346,
Kondratyev, K.Ya. (1969.) : Radiation in the Atmosphere.
Intern.Geophysics Series Vol.12,
Acad.Press, N.Y.
Rott< H, (1,974) : Eichungen an Sternpyranometern.
Wetter und Leben, 26.Jg., S.221-226.
Sauberer, F, (1955): Zur Abschätzung der Globalstirählung
in verschiedenen Höhenstufen 3er
.Ostalpen; Wetter und Leben, 7.Jg.,1955,22-29.
(MS
o.oo
Hbb.5
—T 1 ) r
SB KB LB
— ] !—
13.00
-] [ 1 r
t.oo a.oo
ie.00 20,00
TRGESGRNG D-KOMP. MUT.9.8. 2t.00
:oj
*

-240-
551 .511 .33:551 ,584.42
DER ENERGIEHAUSHALT EINER ALMWIESE DARGESTELLT AM BEISPIEL
EINES TAGES AUS DER TROCKENPERIODE VOM 1976
Hans Häckel
Deutscher Wetterdienst
Agrarmeteorologische Forschungsstelle
Weihenstephan, Bundesrepublik Deutschland
Abstract The energy-bilanz offkmduntain-pasture
calculated fpr the 7.7.1976 is presented.
This day lay Mithin the dryness-periode of the
year 1976. It is shown, thät during the day
the net-radiatipn IS relatively smail and in
the night i t is very strong negative beause of
the dryness of the plant-ständ. The BOWENS-ratio
Is about 0.8. The soil-heat-flux is relatively
great and has a maximum in the fore
noon.
Zusammenfassung Dar Wärmehaushalt einer AlmwiesB
aus der Trockenperiode das Jahres 1976
(7.7.) wird vorgestellt. Es zeigt sich infolge
des trockenen Bestandes tags eine relativ geringe,
nachts eine hohe negative Strahlungsbilanz,
ein BOWENS-Verhältnis von ca. 0.8 und ein
sehr großer Bodenwärmestrom mit einem Maximum
am Vormittag.
1. VORWORT
Dia Agrarmeteorologlsche Forschungsstelle
Weihenstephän des Deutschen Wetterdienstes
führt zur Zeit in Zusammenarbeit mit dem Lehrstuhl
für Grünlandlehre der Technischen Universität
München eine umfangreiche Untersuchung
über die Intensivnutzung von Almflächen
durch. Dabei hat sich unser Institut zum Ziel
gesetzt, einen Beurtailungarahmen zu erarbeiten,
mit dessen Hilfe jede der bayerischen
Almflächen auf ihre Eignung für intensiven
Futterbau geprüft werden kann.
Im Rahmen dieser Untersuchungen spielt die
Berechnung des Energiehaushaltes einer Almfläche
eine bedeutende Rolle. Um darüber eine
Aussage machen zu können, würde auf einer Versuchsalmfläche
im Gebiet der Rotwand bei Bayrischzell
in einer Höhe von 1400 Meter an
einem südlich orientierten Hang eine mikrometeorologische
Meßstation eingerichtet.
2. MESSPROGRAMM
Die Station ist mit einem 2 Meter hohen
MeStürm ausgerüstet, der aus Profilstahlschienen
aufgebaut wurde. Dar Turm trägt am oberen
Ende einen Tisch, auf dem ein Solarimeter und
ein Sonnenscheinautograph montiert sind. Um
Störungseihflüsseh durch die Turmkonstruktion
zu entgehen, wurden die Temperatur- uhd Feuchtefühler
an ca. 1 Mater langen Auslagern montiert.
Die Temperaturen werden mit PT-100-
Thermometern gemessen, die sich in Baumbach -
Kugelhütten befinden. Die Messung der Luftfeuchtigkeit
erfolgt mit pptentiometrischen
Haar-Ferngebern, die einan abgewandelten
Geiger'schan Strahlungsschutz tragen. Auch der
StrahlungsbilanzmessBT ist an einem Ausleger
angebracht, damit er vom Turm nicht störend
beeinflußt werden kann.
Die Erdbodentemperaturen werden mit wasserdichten
PT-1ÜO-Tharmometern in 5, 10 und 20 cm
Tiefe erfaßt. Für die Messung der Temperaturschichtung
im Bestand werden dreiarmige Thermobatterian
verwendet, die in Grashalme eingesteckt
wurden. Die Vergleichslötstellen sind
zusammen mit einem PT-TOO-Thermpmeter in einen,
Kunstharzblock eingegossen und im Boden vergraben.
Die Registrierung erfolgt analog auf Uhrwerkgatriebenen
Dreh- bzw. Kreuzspuimeßgeräten.
Ab Sommer 1978 stand ein Digitalaufnehmer
mit Kasettenspeicherung zur Verfügung. Die Registriergeräte
sind in einer Blockhütte ca.
20 Meter vom Turm entfernt untergebracht.
-3. BERECHNUNG DES ENERGIEHAUSHALTES
Zur Berechnung des Energiehaushaltes wurde
die Methode nach Sverdrup verwendet. Sie geht
von der Wärmehaushaltsgleichung in dar Form
Q. + B+ P+ L+ V= 0 (1)
aus. Dabei bedeuten Q die Strahlungsbilanz,
B den Bodenwärmestrom, P den Wärmestrom im
Grasbeetand, L den Strom fühlbarer Wärme ünd
V den Verdunstungswärmestrom.
Die Strahlungsbilanz 0 wurde direkt gemessen.
Die Berechnung des Bodehwärmastroms B erfolgte
nach der Tautochronenmethdde. Dieses
Verfahren verlangt Werts der Dichte P und der
spezifischen Wärme c des Bodens. Die Dichtebestimmung
erfolgte im Labor. Die spezifische
Wärme ergab sich aus der Formel von Bracht
(1949). Dar dafür notwendige Bodenwassergehalt
wurde mit dam von Häckel (1976) vorgestellten
Verfahren berechnet.
Die mit Hilfe der Tautochronenmethode gefundene
Änderung des Bodenwärmegehaltes resultiert
nicht nur aus dem eigentlich interessierenden
Bödenwärmestrom an dar Bodenoberfläche
sondern aus der Summe aus ihm und dem Wärmestrom
durch das -20 cm-Niveau infolge Wärmeaustausches
mit den darunterliegenden Bodenschichten.
Dieser Wärmestrbm wurde mit dar
Leitfähigkeitsmethode berechnet, wobei der
Temperaturgradient in 20 om Tiefe als Tangente
einer Ausgleichspäräbel durch die Temperaturen
in 5, 10 und 20 cm Tiefe berechnet wurde. Die
Wärmeleitfähigkeit ^ ergibt sich mit Hilfe der
Gleichung
h = P . c . m (2)
Dia dafür notwendige Temperaturleitfähigkeit
m wurde nach den beiden unabhängigen Ver-

-241 -
Energiehaushatt des Grasbestandes einer Atmweide
(Beispie! vom 7 776 der Sandbichter Atm, Höhe cd. 1400 m NN)
Strahtungsbitanz Q
Bodenwärmestrom
B
Strom fühtbarer
Wärme L
Strom tatenter Verdunstungswärme^
Pf t a nzen wär meström
P
1000
mcat
900- cm^ min
800-
700-
600-
500
400-
300
200-
100-
100-
200-
300-
400 Uhrzeit
500 t ) )
0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24
Figur 1. Energiehaushalt des Grasbastandes einer Almweide
fahren der Gleichsetzung von Järmeströmen und
der Dämpfung einer Temperäturwelle bestimmt.
Die Berechnung des PflanzanwärmeStroms P
erfolgte ebenfalls nach der Tautochronenmethode,
wobei als Tautochronen Geraden zwischen
der Temperatur am oberen und am unteren Bestandsende
verwendet wurden. Die Masse des
Grases, die für dieses Verfahren bekannt sein
muß, wurde aus benachbarten Parzellen abgeschätzt,
der Dichteuert stammt aus der Literatur:
Bolz (1951).
Wenn Q, B und P bekannt sind, läßt sich
der Strom latenter Verdunstungswärme aus den
Profilen der Temperatur und der spezifischen
Feuchte berechnen nach der Formel
V = - Q + B + P
2ß
r ds + 1
(3)
wobei cp die spezifische Wärme der Luft (constans.p)
und r die Verdunstungswärme; darstellen;
3 ist die Temperatür und s die spezifische
Feuchtigkeit. Diese wurde aus den Messungen
der Relativen Feuchte mit Hilfe der Gasgleichung
berechnet:
0.623
P
(4)
wobei e den Dampfdruck und p den Luftdruck bedeuten.
Für p wurde der Mert aus der Standardatmosphäre
eingesetzt.
Der Strom fühlbarer Wärme L schließlich
ergibt sich dann als Restgliad dar WärmehaUshaltsgleichüng
(1). V und L lassen sich jedoch
hur während der Tagesstunden trennen. Nachts
kann nur die Summe L + V angegeben werden.
Alle Ströme sind positiv, wenn sie zur
Oberfläche hin- und negativ, wenn sie von ihr
weggerichtet sind.
4. ERGEBNISSE
Sie sollen an einem markanten Beispiel erläutert
werden. Dazu wurde der. 7.7.1976 ausgewählt.
Dieser Tag lag in dar extremen Trockenperiode
des Sommers 1976.
Der Bodenwessergehalt betrug an diesem Tag
38.2 Vol %, das sind cä. 20 % der pflanzannutz
baren Kapazität. Dia Masse des Grases lag bei
0.42 g/cm^, seine Höhe war 4 cm. Figur 1 zeigt
den Verlauf der Enargiehaushaltskomponäntan.
Betrachtat man zunächst die Kurve der
Strahlungsbilanz, so fällt auf, daß dar mittäg
liehe Maximalwert mit knapp 900 mcal/cm^ min
relativ nieder ist. Linter sonst gleichen jahreszeitlichen
Witterungs- und Bestandsbedingungen
wurden von Berz (1969) in Garching bei
München in einer Höhe von hur 400 Meter maximal
über 1000 mcal/cm^ min gamessen. Andererseits
ist die nächtliche Ausstrahlung mit fast
—130 mcal/cm min als sehr hoch anzusehen. In
Garching wurden nachts mittlere Werte von
spürbar unter 100 mcal/cm^ min beobachtet.
Schließlich ist bei den Strahlungsbilanzwerten
der Versuchsalm auffällig, dai3 die Ausstrahlung
nachts nur ganz geringfügig zurückgeht.
Alle drei Tatsachen lassen primär auf eine, anhaltend
hohe Bestandstemperätuf schließen.

-242-
Disse ist, wie Messungen zeigen auch gegeben:
Mährend der Stunden des Sonnenhöchststandes
wurden in den obersten Grasspitzen Temperaturen
von 39° G gemessen, die Nachtwerte lagen
dort nur wenig unter 10 C. Dazu kommt, daB
aufgrund der anhaltenden Trockenheit ein Großteil
des Grases abgestorben und ausgetrocknet
war, wobei es eine helle Tönung angenommen
hat, die mit hoher Albedo viel kurzwellige
Strahlung reflektiert und damit die Strahlungsbilanz
schmälert. Diese hohen Temperaturen,
verbunden mit dem erheblichen Massermangel,
sind auch für den ungewöhnlichen Verlauf
der restlichen Wärmehaushaltsgliedsr verantywortli-ch.
Zunächst sei auf die Verdunstung eingegangen.
Sie ist wegen des geringen Bodenwassergehaltes
von vorhs herein stark gBdrossslt. Dazu
kommt die Tätsache, daß der Grasbestand grossenteils
abgestorben war, also eine stomatärs
Verdunstung kaum mehr stattfand. Dort wo noch
lebendes Gras vorhanden war, darf infolge von
Stomataschluß ebenfalls mit einer sehr zurückhaltenden
Verdunstung gerechnet werden. Diese
Gründe hatten zur Folge, daß der VerdUnstungswärmsstrom
300 mcal/cm^ min kaum überschritt
und das, obwohl das Sättigungsdefizit beinähe
11 Torr (-14.5 tnb) betrug.
Damit mußte die zugeetrahlta Energie zum
größeren Teil vom Bodenwärmestrom und mit Hilfe
fühlbarer warme abtransportiert werden.
Demantsprechend sind auch diese beiden Ströme
überraschend groß. B erreicht Warte bis fast
350 mcal/cm^ min, L sogar bis über 400 mcal/
CgS min. Das Bowens-Verhältnis nimmt dadurch
so ungewöhnliche Merte wie 0.77 an.
Bemerkenswert ist auch der Verlauf des Bodenwärmestromes.
Er zeigt bereits in den Vormittagsstunden
ein Maximum Und kehrt schon im
Lauf des Nachmittags sein Vorzeichen um. Erklärt
wird dieses Verhalten dadurch, daß neben
dem Bestand auch der Boden sehr hohe Temperaturen
aufweist, die as ihm ermöglichen
schon bald nach dem Sonnenhöchststand Wärme
zur Oberfläche hin zu liefern.
Diesen Veriauf zeigt konsequenterweise
auch der Pflänzenwärmestrom, der in Übereinstimmung
mit anderen Autoren wegen der geringen
Volumenwärme des Bestandes 30 mcal/cm^ min
nicht überschreitet.
Alle Wärmeströme würden in mcal/cm^ min angegeben.
Es darf darauf hingewiesen werden,
daß 1 mcal/cm min 1.43 M/m entspricht.
5. REFERENZEN (AUSZUG)
Häckel, H.,
Häckl, K.,
Krause H.:
Häckel, H.:
Tägesgänge des Energiehaushaltes
der Erdoberfläche auf der Alp
Chukhung im Gebiet des Mt.Evarest
Khumbu Himal, J7, 1970
Untersuchungen über den Masserhaushalt
einer Almwiese
Tagungsbericht ITAM 76 (im Druck)
Berz, G.:
Untersuchungen zum Märmehaushalt
der Erdoberfläche und zum bodennahen
atmosphärischen Transport.
Univ.München-Met.Inst.Miss.Mitt.
16, 1969
Strah­
Bolz, H.M.: Der Einfluß der infraroten
lung auf das Mikroklima
Berlin 1951
Brächt, 3.: Übsr die Wärmeleitfähigkeit des
Erdbodens Und des Schnees und den
Wärmeumsatz im Erdboden
Berlin 1949
Eils, M.:
Der Märmehaushalt einer Miase in
Abhängigkeit von unterschiedlicher
Bewuchshöhe
Ber.Inst.Met.-Klim. TU Hannover,
1972

-243-
551,511 .33:551.588.2(234.42)
THE MOUNTAIN MASS OF OLYMPUS
AS A HEATING SOURCE OF THE LOWER TROPOSPHERE
Haralambos S, Sahsamanoglou
Institute of Meteoroiogy and Climatology
University of Thessaloniki-Greece
Abstract We study initially the effect of the
mountain mass of Olympus on the ambieht air temperature.
More specifically, we examine the effect of
the local (and quite increased) cioudiness and wind
upon the temperature of Olympus' mountain mass, exceeding
that of free air, Using temperature lapse
rates, near the slopes änd away from them as well
and within the free air, we determine the particular.
features of the mountain mass summit, and also
the particular role of the local ground relief,
which ih combination with the direction of ai&
masses'motion produces upward and downward motions.
This study has been based on measurements effected
at 12:00 GMT and refers tp the warm season only.
data of 12:00 GMT, from the high altitude stations
and those of Larissa and Mikra as well, of the pe^riod
1963-1973.
1. INTRODUCTION
The fact that actual atmosphere greatly differs
from Standard atmosphere, at least in the area
of Greece (Patmios 1972), and the fact that the.
mountain mass of Olympus, which is warm during the
warm season, considerably affects various parameters
of the lower troposphere (Livadas 1973, 1974),
led us to undertake this study, aiming at the arithmetic
definition of changes produced during the
warm season upon certain (thermodynamic or not) parameters
of the lower troposphere, resulting ultimately
in the particular climatic conditions prevailing
on the mountain itself and its surrounding
area in the free air.
The mountain mass of Olympus rises ät the
northeastern end of the comparatively great piain
of Thessalia änd very near to the northern coast
pf the Aegean Sea. The Olympus mountain mass is
like a symmetrical cohical ground elevation öf some
3000;m, whose diameter at the 1000 m contour line
is almost 20 km. The Greek Olympus is one of the
highest mountains ih the Balkan Penihsula. Among
its central summits, right at the center, rises the
peak of Ayios Antonios (elevation 2817 m). On this
peak stand the installations of the Olympus Scientific
Center (E.K.O.) (Livadas 1963, Kyriazöpoulos
1966). At various eleyations around this central
peak, extends a network of high altitude meteorological
stations,
In drawing up the present study, we have used
meteorological data from three of these high altitude
stations, stähding on the southern slopes of
Mt Olympus; these are the stations of E.K.O. (elevation
2817 m), of Iatrion (elev.2380 m) and the
stätiön Standing within the Skling Genter of Greek
Commandos (K.E.O.A.) (elev, 1750m) (Fig.l).
Ih order to control all the southern side of
Mt Olympus down to its foöt-hills, we used data
front the meteorological Station of Larissa airport
(elev.75 m), Standing at a distance of some 20 km
from the mountain' s foot. As a point of reference
for differences produced by Olympus' mountain mass,
we use the^upper air Station of Mikra (Thessaloniki)
airport, at a distance of less than 100 km to the
NE of Olympus' summit. Since data of the OO.:00GMT
Observation given by Mikra' s upper air Station
have quite a lot of gaps, we based this study on
Fig 1
2. AIR TEMPERATURE AT HIGH ALTITUDE STATIONS
ON MT OLYMPUS AND THE SAME HEIGHTS IN FREE
AIR
The mountain mass of Olympus acts, at least
during the warm season, as a heating source for the
atmosphere. This is proved by thermometric excess
of high altitude stations on Mt Olympus, over the
atmosphere at same heights as the stations' elevation
(Table I).
Period 1963-1973
TABLE I
12.00G.M.T. '
Air temperatüre at high-altitüde stations on Mt Olympus and
ät the same heights in free ai r
July
August
September
mountain mass
2817 m .2380 m 17.50 m
7.3
7.7
5.0
12.0
12.3
9.5
16.5
16.9
10.5
free ai r
281.7 m 238G m 1750 m
5.7
6.6
4.2
8.6
9.3
6.6
13,4
1:3.8
10.5

-244-
As i t is known, this excess is, among other
things, a function of elevation and latitude as well
(Eide 1942, Anderson 1960, Olejnik 1969). High altitude
stations situated at higher latitudes than
that of Mt Olympus, record lower temperatures than
those of the atmosphere, throughout the year,
The origin of the air mass affecting the high
altitude stations, also has a considerable effect
on temperatüre values. Sihce at latitudes below 45°
the sea is cooler than land during the wärm season,
i t follows that temperatures at Olympus' high altitude
stätiohs record, as an average, their smallest
values when the air mas invoived is Coming from the
Aegean Sea, This is made clearer at the topmost Station,
where the relief cannot heighten the temperature
by additional katabatic motions, äs is the case
in the other high altitude stations (Table I I ) .
Period 1963-1973
TABLE H
12.00 6.M.T,
Air temperature at high-altitude stations on Mt. Olympus with respect
to wind direction
July
August
September
July
August
September
July
August
September
7.0
7.6
4,7
12.2
13.7
9,4
14,2
15,6
11.8
ME SE SM NM
5.9
6.0
3.4
11.3
12.0
9.5
13.6
13,2
11.6
met. Station E.K.O. (2817 m)
7.3
7.9
4.2
7.9
8.2
6.3
7.7
7.6
5.9
8.Q
7.8
5.4
7.9
8.0
4.7
met. Station IATRION (2380 m)
11,9
13.0
9.7
12.8
13.2
9,6
12.7
12,8
10.0
11.9
11,7
10.0
11.8
12.0
9.2
met. Station K.E.O.A. (1750 m)
16.5
17.3
14.0
17,3
17.9
14.6
17-4
16.8
14.7
17.3
17.3
13.9
16.4
16.0
13.4
6.8
7.3
4.5
11,6:
11.6
9.8
14.5
16.5
13.4
7,2
8.8
4.8
1,1.9
12.6
8.3
15.9
15.9
12.1
The high temperature values observed at high
altitude stations with prevailing air masses of
easterly and southeasterly (maritime) origin at this
hour (12:00 GMT), in spite of the above Statements,
are due to the "non ädiabatic"heating töiwhich they
are sübmitted tp a high point, from the moment they
Period 1963-1973 (warm season)
TA B L E
III
12.00G'.M.T.
Wind force wfth respect to wind direction atthehighraltitude Station
of E.K.O.
Light
Moderate
Strong
Gale
Calm 3.50
2.24
11,13
2.56
0,32
NE
1.50
3.84
0.64
1.71
2.57
0.21
SE
3.53
1.82
2,76
7.41
1.51
0.64
SM
2.36
10.06
2.14
0.96
M
1.82
12.37
3.85
1.28
NM
2.14
12,05
2,34
0.74
leäve the sea area t i l i they reach the high altitude
stations, because of the intense overheating of the
slopes in this section of Mt Olympus at that time,
and also because of the slow speed at which these
äir masses move (Table I I I ) .
The effect of wind speed on air temperature
at high altitude stations, and espeeially at the
topmost one, is exämined in another paragraph.
Temperature in Mt Olympus' area is greatly
affected by local clouds having a rather high incidente
in this area (Täble IV). These clouds usually
are either touching the mountain mass or their base
Stands higher than the Station's elevation.
T A B L E IV
Period : 1963 - 197.3
Percentage (X) of days with.practically cloudless sky
in the area of Mt Olympus'high altitude stations
July
7.33
August
10,33
September
8,96
The percentage of local condensatiöns (local
clouds) in touch with the ground ön Olympus mountain
area, is high,increasing in elevation, and has
its maximum ih September (Table V).
TABLE V
Period: 1963 - 1973 12:00 GMT
Frequency of local cloud formations touching the
gröund at Mt Olympus'high altitude stations.
Stations July August September
E.K.O. (2817 m) 64,02 56.64 67,35
Iatrion (2380 m) 27.82 22.14 33.46
K.E.O.A.(1750m) 3.72 7.35 13,03
The decrease of temperature at high altitude
stations of Mt Olympus, which is due to absorption
and refiection of solar radiation by local ground
clouds alone, is given in Table VI.
T AB L E VI
Period: 1963 - 1973
12:00 GMT
Decrease of äir temperature at Mt Olympus' high
altitude stations due to absorption and refiection
of solar radiation produced by local clouds
touching the ground.
Stations July August. September
E.K.O. (2817 m) 2.2 0.8
Iatrion (2380 m) 2,2 1.2
K.E.O.A.(1750 m) 3.0 1.8
0.9
1.3
1,9
The great decrease in July is due to the also
great depth of cloud formations in the area of Olympus
during this month, as compared with the other
two months, The difference bf the decrease observed
at various stations, Is due to the fact that the
base of local condensatiöns Stands usüälly in the
läyer between 2000 m - 2500 m (Kyriazopoulos 1969.,
Livadas 1972), and also to their top sömetimes surpassing
2800 m and sömetimes not. This is also evident
fröm sünshine-düration values observed at the
high altitude stations pf E.K.O. and K.E.O.A. (Livadas
1973, 1974).
In order to enable a more detailed study of
the effect of local cloud formations on the temperature
of high altitude stations on Mt Olympus, a
role that we shäll come to know better in the next
paragraph of this paper, we distinguish the following
categories of cloud conditions :

-245-
I . Meteorological Station "in the clouds":
Local clouds, touching the ground, are covering
the Station with their mass.
I I . Meteorological Station "among ciouds":
Scattered local clouds, touching the ground, stand
around the Station without covering i t .
I I I . Meteorological Station "below clouds -
cioudiness > 2/8"; The height of local clouds'base
(representing cioudiness > 2/8) ig higher than the
Station's elevation.
IV. Meteorological Station "below clouds -
cioudiness < 2/8";Same as above case but representing
cioudiness < 2/s,
3. TEMPERATURE DIFFERENCES BETWEEN HIGH ALTI­
TUDE METEOROLOGICAL STATIONS AND FREE AIR
AT THE SAME HEIGHTS,
The excess of mean temperature values of high
altitude stations oh Mt Olympus over those observed
in free air ät 12:00 GMT, is common in all three
stations, even the tppmost one, throughout the warm
quarter examined herein (Table VII).
Period 1963
TABL E
- 1973
VIII
12:00 GMT
Percentage (X) of cases when high.altitude stations
on Mt Olympus record temperatures below
those of free air at the same heights by at
least 0.5oc.
E.K.O. Iatrion K.E.O.A.
July
August
September
9.40
13.07
17.57
4.44
6.43
6,01
4.33
4.56
4,50
Such cases of "negative" differences (when
high altitude stations are colder than the surrounding
atmosphere at the same heights) are more frequent
when local cloud formations touching the ground either
cover with their mass the high altitude stations
("in the clouds condition), or they cover only
the area around the high altitude stations ("among
clouds"condition) (Table IX).
Period 1963-1973
I A B L E VII
12.00 G.M.T,
Temperature differences between high altitude stations on Mt
Olympus and'free air at the same heights (°G)
elevation
Max
July
Mean Min
Max
August
Mean Min
Max
September
Mean Min
2817 m
2380 m
1750 m
9.5
9.6
7.9
1.3
3.5
3;0
-8,1
-2,0
-2.5
4.3
11.6
1-3.2
1.1
3.3
3.2
-4,4
-3 ,4
-2.8
5.5
9.8
9.7
0,8
3.1
3.1
-5,1
-6.2:
-3,2
From the maximum temperature differences in
Table VII, i t becomes evident that i t is possible
for high altitude stations to be much warmer than
the atmosphere ät the same heights, These mäximum
differences sömetimes exceed 10°G, Such cases occur
mainiy with "änticyclonic"conditions, whose principal
feature, espeeially in thät season, is the clear
sky. On the other hand, from the few differences in
the above mentioned Table VII, i t is evident that
in certain cases, high altitude stations may be by
quite ä few degrees colder than the atmosphere at
the same heights. Such cases usually occur with
"cyclonic" conditions. The passage bf the few cold
fronts at this season, through the northern part of
the Hellenlc area (Met.Offiee.1962, Karalis 1969,
Karoulias 1975) and espeeially through the Olympus
area, results in the fall of considerable amoünts
of hail, whose presence and melting produce an intense
cooling of the area. To this factor, producing
intense cooling, should be added the sudden
wind expansion on the Sharp relief of Olympus'summit,
when the wind speed approaches saie force, as
well as the few (yet ünioüe in the area öf Greece
ät this season) snowfalls öf Olympus, which are also
düe to the passage of lows through this area,
The percentage öf cases in which high altitude
stations are colder than the surrounding atmosphere
at the same heights, is generally smail but
increäses as a function of elevation (Table VIII).
In cases when there are practically no clouds
in the Olympus area or away from i t as well (condition
"below cloüds-clöüdihess less than two octas")
negative temperature differences may occur at the
topmost Station alone (E.K.O.). Such differences
äre produced by the strong expansion upon this steep
summit of Mt Olympus, when wind speedapproaches the
force of strong gale.
TABLE X
Period 1963 - 1973 12:00 GMT
Temperature differences between high altitude
stations änd free air at same heights with respect
to wind direction.
N NE E SE S SW W NW
met.Station E.K.O. - atmosphere 2816 m
July 1.4 0.4 1.6 2.7 1;8 1,6 1.1 1.2 1,8
August 1.1 0.4 2,1 2.4 1,1 0.8 1.2 1,4 1.7
September 0.5 -0.3 0,6 1.3 0,9 1.0 0.6 0,8 1,1
met ,Station
Iatrion- atmosphere 2380 m
July 3.7 3,0 3,6 3,9 3.9 3.8 3.5 3.4 3.2
August 3,1 2.9 4.1 4.0 3.6 3.0 2.9 2,9 3.9
September 3.7 3.0 5.0 4.1 3,1 3,0 2.5 3.1 3.1
met.Station K.E.O.A. -atmosphere 1750 m
July 2.4 2,3 2.7 2.9 3,3 3.1 3.3 3.2 2.6
August '3.0 3,4 3.1 3,3 3.6 3.5 2.5 2,5 2.3
September 2.5 2,7 3.6 3,5 4,0 3.1 2.6 3.6 2.3
Negative temperature differences vary mainiy
between 6.5°C to 2,0°G.

-246-
The Iarge temperature differences induced by
southeasterly air masses, confirm the "non adiabätic"
heating to which are subjected to a high degree the
comparatively cool and slow-moving air masses (Table
III) by the super-heated southeast slopes of Mt Olympus.
The smail temperature differences, observed
with northeasterly air masses, are due on one hand
to their partially maritime origin and on the other
to the lack of Insolation on this side of Mt Olympus
at this hour (12:00 GMT) because of the local
ground relief. Westerly air masses, although warm
enough, do not produce tob Iarge temperature difference,
since air masses from this sector reach at
least as far as the R/S of Mikra airport.
One can conclusively say that the mountain
mass of Mt Olympus acts as a heating source for the
atmosphere all around it (Table X), because of the
"non adiabätic" heating it induces on its surrounding
air mass.
The significant effect of wind speed V upon
temperature differences T between the high altitude
Station of E.K.O. and the atmosphere at the same
height, is expressed by :
AT
+ bV + cv2
where the wind speed in m/sec at the meteorological
Station of E.K.O. anda,b,c coefficients appointed
for each cloud condition and every month (Table XI).
Period !963-)973
Mst^Statlon E^O.
July
0.095
-0.,!)6
0.260
TABLE -M
-0.0152
0;0046
-0.0263
-0.054 -0.003)
0.23)
0.05)
-0.0209
-0.0I3S
)2.00 6.M.T.
-0.094 -0.00)4
-0.023 -0.0029
r0.)82
0.0079
4. TEMPERATURE LAPSE RATES AT THE OLYMPUS AREA
On the basis of temperatures prevailing at
high altitude stations on Mt Olympus and the same
height in free air, temperature lapse rates by the
mountain slopes appear generally smaller than those
prevailing in free air at corresponding heights
(Table XII), except for temperature lapse rates deveioping
by the summit, which are aiways higher
than thqse of the free atmosphere (Table XIII.
Period )963-)973
Below clouds-cloudiness > 2/8
Below clpuds-cloodihess < 2/8
TABLE XII
Temperature Lapse Rates (°C/100 m)
).009
1.144
1,228
1.074
0.496
0.594
0.676
0.659
0.906
1.059
1.227
1.135
0.488
0.550
0.683
0.606
0.923
1.075.
0.977
1.187
0.504
0.529
0,672
0.372
- 2817.m
0,680
0.630
0.657
0.574
- 2380 m
0.643
0,703
0.759
0.743
1750 m
)2.00 G.M.T.
0.512
0.604
0.690
0;448
0,728
0.688
0.764
0.688
0,527
0.592
0.570
0.436
0.557
0.608
0.698
0.457
This is due to the great heat losses from the
summit, because of its smail mass and its particu^
lar (conic) form, and also tb the prevaiHing wind
speed. The effect of wind speed upon temperatüre
lapse rates at this point, may be understood if. one
compares Table XII with Table XIII.
Period 1963-1973
TABLE
XIII
12.00 G.M.T.
Temperature lapse rates at Mt Olympus summit and away from it
in the free air under calm conditions
Heigh
of clouds base
> 3000 m
< 3000 m
July
mountain summit
0.659
0.813
5. CONCLUSIONS
August Sept
0,676
0.705
0.542
0.687
July
0.518
0.704
free air
August Sept
0.481
0.698
0.477
0^630
The mountain mass of Olympus acts, during the
warm season, as a heating source of the lower troposphere,
This is proved by the thermal superiority
of high altitude stations on this mountain over
free air at the same heights, in that season.
Local cioudiness decreases this thermal superiority
of high altitude stations over free air, by
loC to almost 3°C.
Temperature lapse rates prevailing by the
slopes of Mt Olympus are aiways smaller than those
prevailing in free air and away from the mountain.
An exception to this, are temperature gradients deveioping
between the summit and piaces upon the slopes.
6. REFERENCES
1) ANDERSON, C. 1960:Cumulus Dynamics. Symposium
Publications Division, Pergamon Press, London,
2) EIDE, 0, 1942: On the temperature difference
between mountain park and free atmosphere at the
same level. Bergens Museums Jtrbok,Natarritenskapeling
vekke No.2, Bergen.
3) KARALIS, J.D. 1969: Weather Types df Greece.
Doctoral thesis. Athens.
4) KAROULIAS, A.S. 1975: The Saharan Depressions.
Doctoral thesis. Thessalohiki.
5) KYRIAZOPOULOS,B.D.1966: The Meteorological Observatory
of Ayips Antonios peak of Mt Olympus.
"Meteorologikä" No.8. Thessaloniki.
6) KYRIAZOPOULOS,B.D,-LIVADAS,G.C.-ANGOURIDÄKIS,
V.E. 1969: Olympus Cumulus Project-1. Artificial
draining of summer ground-clouds. "Meteorologikä"
No.9. ThesSaloniki.
7) LIVADAS,G.C.1963:The new Mt Olympus Research
Center."Geofisica e Meteorologia"Vol,XI, Genova.
8) LIVADAS,G.C.-KAROULIAS,A.S.1972: Contribution on
precipitation measurements by normal räin-gäges e-
quipped with Grunow fog-catchers, "Meteorologikä"
No.16, Thessaloniki.
9) LIVADAS,G.C.-PATMIOS,E.N.1973: On a certain
effect of mountain masses on aerial photography.
"Meteorologika"No.34, Thessaloniki,
10) LIVADAS,G.C.-SEMERTZIDIS,V,1973:Sunshine duration
ön Mt Olympus-Greece."Meteorologikä" No.28.
11) LIVADAS,G.C.-SEMERTZIDIS,V,A,1974: On the
effect of ground relief upon sunshine duration on
Mt Olympus^Greece."Meteorologika"No,38.Thessalohiki.
12) MET.OFFICE 1962: Weather in the Mediterranean
Vol.1,11 (2nd edition) H.M.S.O., M.0.391, London.
13) OLEJNIK, S. -1969: Mountain- free atmosphere
comparisons. "Meteorölögicke Zpravy"22(3). Pragüe,
0.850
0,813
0.816
.0.753
0,790
0,7)0
0.943
0.829
0.899
0.890
0.835
0.819

-247-
551.521.1:551.32
QUANTITATIVE ERFASSUNG DER KURZWELLIGEN
STRAHLUNGSBILANZ EINES GLETSCHERS
Heidi Eseher-Vetter
Technische Universität München
Sonderforschungsbereich 81, AI
München, BRD
Abstract With a Iarge-scale map, i t is
possible to caicuiate the spatial and timedependent
variations of the potential
short-wave radiation incone of a terrain.
A comparison with measured values delivers
the true short-wave radiation income. Daily
photographs. give some hints for the determination
of albedo and the short-wave
radiation balance.
Zusammenfas sung Auf der Grundlage einer
großmaßstäblichen Karte ist es möglich,
die räumliche und zeitliche Verteilung der
potentiellen kurzwelligen Einstrahlung für
ein Gebiet zu berechnen; ein Vergleich der
potentiellen mit den, an einer oder an mehreren
Steilen gemessenen Werten liefert
die tatsächliche Einstrahlung für das Gesamtgebiet.
Tägliche Photographien geben
erste Anhaltspunkte zur Ermittlung der Albedo
und damit der kurzwelligen Strahlungsbilanz
.
1. EINLEITUNG
Wie aus zählreichen Untersuchungen
bekannt, ist die kurzwellige Strahlungsbilanz
eine sehr wichtige Größe bei der Bestimmung
der Energiebilanz eines Alpengletschers.
Deshalb ist es notwendig, ihre
zeitliche und räumliche Verteilung so genau
wie möglich zu ermitteln. Einzelne
Punktmessungen der Globalstrahlung und der
kurzwelligen Reflexstrahlung würden keinen
Aufschluß über den Einfluß der Topographie
und Orographie auf die Gesamtfläche liefern,
Berechnungen ohne Messungen könnten den
tatsächlichen Witterungsverlauf nur sehr
schwer berücksichtigen. Deshalb ist es
sinnvoll, mit einer Kombination aus Messung
und Rechnung die Einstrahlungsverteilung,
die sich aus den Geländebedingungen
und dem Wetterablauf ergibt, zu bestimmen.
Dabei genügt es, an einigen Punkten
des Untersuchungsgebi etes kontinuierliche
Messungen zu unterhalten und mit
Rechnungen die Oberflächenform zu berücksichtigen,
z.B. durch die Berechnung der
potentiellen räumlichen Einstrahlungsverteilung.
Die Verknüpfung beider Methoden
gibt dann Aufschlüsse über die tatsächliche
kurzwellige Einstrahlung im gesamten
Untersuchungsgebiet,
2. BESTIMMUNG DER GLOBALSTRAHLUNGSVER-
TEILUNG
2.1 Messungen
Im Teilprojekt AI des Sonderforschungsbereiches
81 der Technischen Universität
München :"Abfluß in und von Gletschern",
wird seit einigen Jahren dieser Weg beschritten:
In dem Einzugsgebiet des Vernagtferners
im Oetztal in Tirol laufen seit
1975 ganzjährig Messungen der wichtigsteh
meteorologischen und hydrologischen Parameter,
die während der Sommermonate durch
zusätzliche Aufzeichnungen ergänzt werden.
Zu diesen Zusatzmessungen gehört die Registrierung
der Globalstrahlüng an zwei
Punkten des Untersuchungsgebietes etwa von
Juni bis Oktober. Einer der Meßpunkte
liegt auf dem Gletscher in 3075m, der zweite
etwa 1km vor der Gletscherzunge. Eine
weitere; Registrierung, die Informationen
über den Witterungsverlauf und die sich
daraus ergebende Oberflächenbeschaffenheit
des Gletschers liefert, besteht in einer
täglichen photographischen Aufnahme der
Gletscherfläche. Diese Aufnahmen geben einige
Anhaltspunkte über die zeitliche und
räumliche Verteilung der Albedo.
2.2 Berechnungen
Parallel zu den Registrierungen werden
nun Berechnungen angestellt, die eine
Übertragung der punktförmig erfolgenden
Messungen auf das gesamte Untersuchungsgebiet
erlauben. Diese Berechnungen basieren
auf einem digitalen Geländemodell des Vernagtferhers,
das auf der.Grundlage einer
Karte des Gletschers von 1969 im Maßstab
1:10000 erstellt wurde;, die sich aus der
unterschiedlichen Höhe der Gitterpunkte
ergebende Hangexposition zeigt Abb.1. (Alle
Abbildungen sind im Anschluß an den
Text zusammengestellt.) Jeder Pfeil repräsentiert
die Neigung und Richtung eines
Hangstückes von TOO x 100 nr; je länger
der Pfeil, desto flacher ist der Hang. Der
Pfeil zeigt in die Richtung., in die der
Hang geneigt ist; d.h. ein Pfeil, der nach
unten zeigt, symbolisiert einen Südhang,
Dieses digitale Geländemodell gestattet
es nun, die durch die Exposition und
die Horizontabschattung bewirkte Änderung
der kurzweiligen Einstrahlung für jeden
Gitterpunkt zu bestimmen. Hierzu Würde ein
eigenes Rechenprogramm erstellt, das für
jeden Punkt mit einem Zeitabstand von wenigen
Minuten die Horizontabschattung berechnet;
d.h. es prüft in theoretisch beliebig
klein wählbaren Zeitschritten, ob
ein Punkt besonnt oder beschattet ist und
errechnet daraus die Sonnenscheindauer für
jeden Gitterpunkt. Bei der Wahl des Zeitschrittes
ist natürlich auf die Maschenweite
des räumliches Gitternetzes zu achten,
da es wenig sinnvoll erscheint, bei einer
räumlichen Schrittweite von 1km oder mehr
eine zeitliche von 1-2min zu wählen. Bei
einer so niedrigen räumlichen Auflösung
dürfte sich innerhalb weniger Minuten kei-

-248-
ne Änderung der berechneten Abschattungsverhältnisse
ergeben. Bei den hier geschilderten
Berechnungen lag die Maschenweite
des digitaien Geländemodells bei 100m, so
daß Zeitintervalle bis zu 1min gewählt
werden konnten.
Mit den Sonnenauf- und Untergangszeiten
für jeden Gitterpunkt wurden dann die
Tagessummen der direkten Sonnenstrahlung
errechnet. Die Absolutwerte der direkten
Sonnenstrahlung auf eine horizontale Fläche,
die hierfür benötigt wurden, entstammen
der "Kümatographie von Österreich" von
Sauberer und Dirmhirn (1958), es wurden die
Wette für 3000m Meereshöhe und wolkenlosen
Himmel verwendet. Die Gletscherfläche erstreckt
sich zwischen 2800m und 3600m, so
daß angenommen werden kann, daß sich die
Intensität der direkten Sonnenstrahiung
innerhalb dieses Intervalls nicht wesentlich
ändert und deshalb ein einheitlicher
Wert verwendet werden kann.
2.3 Rechenergebni s s e
Die sich aus den Rechnungen ergebenden
Isolinien für ein gegebenes Datum zeigen
die beiden nächsten Abbildungen. Abb.2
zeigt die Linien gleicher potentieller
Sonnenscheindauer in h für den 10. Januar
1976, Abb.3 die Isophoten der Tagessumme
der potentiellen direkten Sonnenstrahiung
in kWh/m^ für den gleichen Tag. Der Einfluß
der HorizöhtäbSchattuhg geht aus einem
Vergleich mit Abb.1 deutlich hervor:
Ih der Umgebung der steilen Hänge ist die
Besonnung und Bestrahiung deutlich vermindert.
Z.B. im rechten unteren Teil der Abbildungen
ist das recht gut sichtbar; hier
ragt eine fast senkrechte, nach Westen gerichtete
Felsflanke etwa 20Öm über das
Gletscherniveau heraus und verursacht in
den Morgenstunden eine beträchtliche Verringerung
der Sonnenscheindauer, die sich
natürlich auch in der Strahlungsintensitätstagessumme
bemerkbar macht. Die Sonnenscheindaüer,
die im Hauptteil des Gletschers
zwischen 7 Stunden und 8 Stunden
liegt, erreicht hier z.T. Werte unter 5
Stunden. Im linken unteren Teii Ist die
Sonnenscheindauer gebietsweise gieich Null,
da hier so stelle Nordhänge liegen - Hangneigung
25° und mehr - daß sie sich im Winter
selbst abschatten. Es handelt sich also
nicht um einen Horizontabschattungseffekt.
2.4 Kombination von Rechen- und Meßergebnis
s"5h
Wie eben geschildert, ist die direkte
Sonnenstrahlung bei wolkenlosem Himmel
der Berechnung recht gut zugänglich. Zur
kurzwelligen Strahlungsbilanz aber benötigt
man die Größe der Globalstrahlung,
also die Summe aus Sonnenstrahlung und
Himmelsstrahlung^ Da es sich bei der Himmelsstrahlung
um diffuse Strahlung handelt,
wird sie von der Hangexposition praktisch
nicht beeinflußt. Dei* Effekt der Horizontabschattung
ist bei den hier auftretenden
Abschirmwihkeln von weniger als 15° auch
relativ gering, so daß angenommen werden
kann, daß die Himmelsstrahlung keine grossen
räumlichen Variationen innerhalb des
Untersuchungsgebietes aufweist. Dieses gilt
mit recht guter Genauigkeit natürlich nur
bei wolkenlosem Himmel; auf den Einfluß
der Bewölkung wird im folgenden noch eingegangen
.
Zur Ermittlung der Globalstrahlungsverteilung
wird nun folgender Weg eingeschlagen::
An der Pegelstation Vernagtbach
wird die Globalstrahlungstagessumme Gl für
den jeweiligen Tag den Registrierungen entnommen.
Diese wird verglichen mit der für
diesen Gitterpunkt errechneten potentiellen
Tagessumme der direkten Sonnenstrahlung
S-nax* Baratts ergibt sich ein Faktor
F=GI/Smax, der vom Ort unabhängig ist und
nur den Einfluß der Himmelsstrahlung und
der Bewölkung des jeweiligen Tages enthält.
Multipliziert man den ah irgendeinem Gitterpunkt
errechneten Wert der Tagessumme
der direkten Sonnenstrahlung mit diesem
Faktor F, so erhält man den für diese Fläche
gültigen Wert der Globalstrahlungstagessumme.
Dabei wird impliziert, daß die
Wolkenverteilung an der Meßstelle die gleiche
ist wie im ganzen Gebiet, was im Mittel
über den ganzen Tag richtig sein dürfte.
Auch die Himmelsstrahlung auf dem Gletscher
wird bei leichter bis mittlerer Bewölkung
nicht stark von der im Vorfeld gemessenen
abweichen; nur bei sehr dichter Bewölkung
und Nebel wird die Reflexstrahlung und die
Mehrfachreflexion über der Schneedecke einen
größeren Beitrag zur Himmelsstrahlung
liefern als an der Pegelstation. Hierbei
spielt auch die Mächtigkeit der Wolken eine
Rolle. Deshalb wird bei dichter, aufliegender
Bewölkung der Faktor F zu klein
ausfallen,Trotzdem dürfte die Berechnung
von F für jeden Tag ein brauchbarer Ansatz
zur Bestimmung des tatsächlichen Strahlungsangebotes
für den Gesamtgletscher oder für
beliebige Teilflächen sein.
3. ANSÄTZE ZUR BESTIMMUNG DER ALBEDO
Um die kurzweilige Strahlungsbilanz
zu erhalten, benötigt man noch Informationen
über die räumliehe und zeitliche Verteilung
der Albedo der Oberfläche. Einen
ersten Anhaltspunkt hierfür liefert die
tägliche photographische Aufnahme des Gletschers
, Diese zeigt die Veränderungen der
Gletseheroberfläche vom Frühsommer mit völliger
Schneebedeekung zum allmählichen Ausapem
der Gletscherzunge, Unterbrochen von
den sommerlichen Neuschneefällen, bis zur
maximalen Ausaperung gegen Ende der Ablationsperiode
mit der dann i.a. sehr schnell
einsetzenden völligen Schneebedeckung des
Gletschers. Zwei typische Aufnahmen zeigen
die Abb.4 und 5. Abb.4 wurde am 12. Juli
1976 gemacht Und gibt den maximalen Ausaperungsstand
dieses Jahres wieder; Abb.5
stammt vom 6. September des gleichen Jahres.
Sie zeigt, wie schon einige wenige
Schlechtwettertage zu dieser Jahreszeit die
Äblationsperiode abrupt beenden können;
während noch auf der Aufnahme von 30. August
die Ausapcrungsgebiete deutlich zu
sehen waren, gibt Abb.S praktisch schon
den Winterzustand der Gletscheroberfläche
wieder, hur die Mittel- und Randmoränen
heben sich noch vom einheitlichen Weiß ab.
Bis zur Beendigung der Aufnahmeserie am
27.9. blieb dieser Zustand erhalten, obwohl
im Lauf des Septembers hoch 16 Strahlungs-
und Schönwettertage auftraten,
Eine quantitative Auswertung der Helligkeitswerte
der einzelnen Aufnähmen gestaltet
sich recht schwierig, so daß zu-

-249-
nächst aus den Bildern nur die Information
über die räumliche Verteilung der Schnee-,
Firn- und Eisgebiete für den jeweiligen Tag
entnommen wurde. Für diese Gebiete wurden
dann aus der Literatur typische Werte der
Albedo verwendet und damit für den jeweiligen
Gitterpunkt die kurzwellige Strahlungsbilanz
berechnet. Die Zuordnung von
Photographie und Karte wurde durch die Berechnung
eines Gitternetzes erleichtert,
das auf Grund des digitalen Geländemodells
für die Stelle, an der sich die Kamera befindet,
die Gletscherexposition in ihrer
Auswirkung auf ein rechtwinkliges, horizontales
Gitternetz berücksichtigt. Außerdem
wird die in die Photographie mit eingehende
Objektivverzerrung korrigiert. Diese
Rechnungen wurden im Rahmen einer Diplomarbeit
für den Lehrstuhl für Kartographie
und Reproduktionstechnik der Technischen
Universität München angefertigt (Sauermann,
1977).
4. ERGEBNISSE
Zum Abschiuss sollen nun noch ein paar
Zahlen die Größe der kurzwelligen Strahlungsbilanz
für unterschiedliche Oberflächenbeschaffenheiten
und Einstrahlungsverhältnisse
verdeutlichen; zunächst aber zwei Werte,
die die Rechengenauigkeit des Abschattungsmodells
zeigen: Die gemessene Sonnenscheindauer
betrug am 3. Juli 1977 634+2min, die
für den gleichen Gitterpunkt berechnete
630+Smin. Die Ubereinstimmung ist also befriedigend.
Zur Strahlungsbilanz: Am 16. Juli 1976
betrug die Globalstrahlungstagessumme, summiert
über die Gesamtfläche des Gletschers,
rund 93x10° kWh; der Gletscher hat eine Gesamtfläche
von ca. 9,5km2. Die Bewölkung
war sehr gering, erst am Nachmittag gegen
15 Uhr trat dichtere Bewölkung auf. Der
Gletscher war zu diesem Zeitpunkt ebenso
weit ausgeapert wie auf Abb.4, da es sich
um das Ende der sechswöchigen Hitzeperiode
des Jahres 1976 handelt. Die Albedo der
Eisflächen wurde mit .3, die der Firngebiete
mit .6 angenommen; diese Werte sind Messungen
von I. Dirmhirn(1955) auf dem Hintereisferner
entnommen. Damit ergibt sich
eine kurzwellige Strahlungsbilanz für den
Gesamtgletscher von 42x10°kWh. Am 2. August
war die ganze Gletscherfläche neuschneebedeckt,
die Albedo betrug etwa .8. Die Einstrahlung
war sogar noch höher wie am 16.7.,
nämlich 94x10°kWh, die kurzwellige Strahlungsbilanz
lag dagegen bei rund 19x106kWh.
Auch an diesem Tag trat erst nachmittags
dichtere Bewölkung auf.
Zusammenfassend kann folgendes gesagt
werden: Auf der Grundlage einer großmaßstäblichen
Karte ist es möglich, ein Modell
für den potentiellen Strahlungsgenuß eines
Gletschers zu erstellen und mit Hilfe von
Messungen die tatsächliche kurzwellige
S.trahlungsbilanz für einen längeren Zeitraum
zu ermitteln. Hierfür ist es sehr günstig,
eine optische Kontrolle des Witterungs-
und Abschmelzverlaufes in Form täglicher
Photographien zur Verfügung zu haben.
5. REFERENZEN
Dirmhirn,!. und Trojer,B.: Albedountersuchungen
auf dem Hintereisferner
Archiv f. Met., Geoph. u. Bioklim., Serie B,
Bd. 6, Heft 4, 1955
Sauberer,F. und Dirmhirn,I.: Das Strahlungsklima,
aus der Kümatographie von Osterreich,
Wien 1958
Sauermann,H.: Bestimmung der Altschneegrenze
aus Amateurbildern; Diplomarbeit für
Kartographie, München 1977
6. ABBILDUNGEN
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-251-
551.32
UNTERSUCHUNGEN DER WASSERTAFEL AM KESSELWANDFERNER
(OTZTALER ALPEN) AN EINEM 30 m TIEFEN FIRNSCHACHT.
KURZFASSUNG
W. Ambach*, M. Blumthaler*, H... Eisher*, P. Kirchlechner*, H. Schneider**,
H. Behrens , H. Moser***, H. Oerter* *, W, Räuert*^^"^ uhd H. Bergmann**
+ Physikalisches Institut der Universität Innsbruck, ++ Institut für Mathematik
der Universität Innsbruck, +++ Institut für Radiohydrometrie der Gesellschaft für
Strahlen-und Umweltforschung (GSF), Neuherberg, ++++ Institut für Radiohydrometrie
der GSF, jetzt Institut für Hydromechanik, Hydraulik und Hydrologie der Universität
Graz
Abstract The formation of the water saturated
firn layer (water table) in the accumulation
area was investigated by a firn pit
30 m in depth and by several drilled holes
on the Kesselwandferner (Oetztal Alps) between
1974-1977. The water table is extended
over the entire accumulation area. The depth
of the water table beneath the giacier surface
decreases towards the equilibrium line.
The water table forms at the beginning of
the ablation period. The thickness of the
water saturated firn iayer (thickness of the
water table) reacts with a delay of ca. 3
däys to changes in atmospheric conditions.
During heavy ablation, daily variations were
observed with the same delay. During winter
the water saturated Iayer is removed. the
flow in the water table was investigated by
injection of dye into the water table.
Zusammenfassung An einem ca. 30 m tiefen
Firnschacht und an zahlreichen Bohrlöchern
im Akkumulationsgebiet des Kesselwandferners
(ötztaler Alpen) wurde in den Jahren 1974-
1977 die Ausbildung einer mit Wasser gesättigten
Firnschicht untersucht. Die gesättigte
Firnschicht erstreckt sich über das
ganze Akkumulationsgebiet, wobei die Tiefe
des Wasserspiegeis unter der Gletscheroberfläche
zur Gleichgewichtslinie hin wegen abnehmender
Jahresrücklagen abnimmt. Die Ausbildung
einer gesättigten Firnschicht als
Wassertafel im Ubergängsbereich zwischen
wasserdurchlässigem Firn und wasserundurchlässigem
Gletschereis erfolgt zu Beginn der.
Ablationsperiode. Es treten witterungsbedingte
Schwankungen der Mächtigkeit der gesättigten
Firnschicht mit einer .Reaktionszeit
von Ca. 3 Tagen auf. In Zeiten starker
Ablation sind mit derselben Verzögerung
tageszeitliche Variationen feststellbar,
Durch Nachmessungen während der Wintermonate
wurde festgestellt, daß die Wassertafel nach
Ende der Ablationsperiode weitgehend abgebaut
wird. Durch Impfung der Wassertafel
mit einem Farbtracer wurden Informationen
über die Wasserbewegung in der gesättigten
Firnschicht gewonnen,
1. EINLEITUNG
Seit 1973 würden im Akkumulationsgebiet
des Kesselwandferners Untersuchungen
über das Verhalten der Wassertafel durchgeführt.
Im Übergangsbereich zwischen wasserdurchlässigem
Firn und wasserundurchlässigem
Gletschereis t r i t t im allgemeinen eine Firnschicht
auf, die mit Wasser gesättigt ist.
Die Schichtdicke kann dabei einige dm betragen.
Diese wassergesät.tigte Firnschicht
wird bisweilen als Wassertafel (water table)
bezeichnet. Die Ausbildung der Wassertafel
ist wahrscheinlich nicht nur lokal bedingt,
sondern eine allgemeine Erscheinung des
Akkumulationsgebietes temperierter Gletscher.
Dies wurde auch im Valle'e Blanche (Mont
Blanc-Gebiet, Vallon et al. 1976), am Ewigschneefeld
am GroBen Aletschgletscher (Berner
Alpen, Lang et al. 1976, Schommer 1977) bzw.
am Vernagtferner (Otztaler Alpen, Oerter1977)
bestätigt.
2, JAHRESZEITLICHE NIVEAUSCHWANKUNGEN
DER WASSERTAFEL
An einem 30 m tiefen Firnschacht von
1-2: m Durchmesser im Akkumulationsgebiet
des Kesselwandferners wurden die Schwankungen
des Wasserspiegels seit 1973 kontinuierlich
registriert. Daraus ergab sich:
- Zufolge der Vertikalbewegung des undurchlässigen
Eiskörpers sinkt der Schachtboden
in größere Tiefen und der Wasserspiegel
Steigt relativ zürn Schachtboden an.
- Am Beginn der Ablationsperiode ist durch
den Schmelzwasserzufluß ein deutlicher
Anstieg des Wasserspiegels feststeiibar.
Der Anstieg ist von. Jahr zu Jahr unterschiedlich
stark ausgeprägt.
- Am Ende der Ablationsperiode ist ein allmähliches
Absinken des Wasserspiegels
feststellbar,
- während der Wintermonate zeigt sich ein
langsamer Anstieg des Wasserspiegels relativ
zum Schachtboden. Folgende Vorgänge
sind dabei beteiligt: das Ansteigen des
wasserundurchlässigen Eiskörpers relativ
zum Schachtboden durch Metamorphose des
Firns, die Kompression des Schachtvolumens
durch die Bewegung und eine geringe
Schmelzwasserzusickerung aus dem Firn-^
körper,
3, WITTERUNGSBEDINGTE NIVEAUSCHWANKUNGEN
DER WASSERTAFEL
Die witterungsbedingten Variationen des
Zuflusses in den Schacht wurden unter zwei
verschiedenen Versuchsbedingungen ermittelt:
- Im Fälle des vollständig abgepumpten
Schachtwassers bewirkt der Zufluß die
Auffüllung des Schachtvolumens bis zur
Wassertafel im Firnkörper. Aüs der Schachtquerschnittsfläche
und der Anstiegsrate
des Wasserspiegels konnte die Zuflußrate
ermittelt werden. Es ergeben sich Tagesmitteiwerte
bis zü 30 1/h bei signifikanten
witterungsbedingten Variationen.
Um vergleichbare.Ergebnisse zu erhalten,
wurde das neu zugeflossene Wasser zweimal
täglich wieder abgepumpt.
- Im Falle ungestörter hydraulischer Ver-

-252-
hältnlsse können aus der Registrierung
des Wasserspiegels ebenfalls witterungsbedingte
Niveauschwankungen ermittelt
werden. Dabei schwankt das Niveau des
Wasserspiegels um einige dm, was der
Mächtigkeit der Wassertafel entsprechen
dürfte-.
Ein Vergleich der relativen Maxima
und Minima des Zuflusses mit den Schwankungen
dei* Tagesmi tteltemperaturen (Station
Hintereisferner, 3030 m NN)(D zeigt eine
Verzögerung der Reaktion des Zuflusses auf
ausgeprägte Temperaturänderungen von ca,3
Tagen. Aus dieses Verzögerung von 3 Tagen
und der Dicke der Firnschicht von 25 mkann
die Sickergeschwindigkeit zu 0,35 m/h abgeschätzt
werden. H. Sharp (1951) hat unter
ähnlichen natürlichen Bedingungen Sickergeschwindigkeiten
der gleichen Größenordnung
erhaiten. Für einen Vergleich mit Daten von
S. Colbock und G. Davidson (1973) muß eine
Absehätzung der Fließraten vorliegen. Es
ergibt sich eine Siekergeschwindigkeit von
0,35 m/h bei einer Fließrate von 1.10*6
m3/sm2, wie sie in gleicher Größenordnung
für das vorliegende Experiment abgeschätzt
wurde,
4. TAGESZEITLICHE NIVEAUSCHWANKUNGEN
DER WASSERTAFEL
Die tageszeitlichen Schwankungen der
Zuflußräten in den Schacht wurden ebenfalls
bei vollständig abgepumpten Schachtwasser
und bei ungestörter Wassertafel ermittelt.
Aus den registrierten Niveauschwankungen
des Wasserspiegels und der Querschnittsfläche
des Schachtes wurden tageszeitliche
Amplituden der Zuf lußrate bis 12 1/h festgestellt.
Die zeitliche Verschiebung eines
Zuflußmaximums gegenüber dem jeweils vorausgehenden
Temperaturmaximums beträgt ca. 3
Tage, wie bereits in Abschnitt 3 erörtert
wurde.
5. MARKIERUNGEN DES ZUFLUSSES IN DEN
SCHACHT MIT EINEM FLUORESZENZTRACER
(EOSIN)
.In einem ca, 30 m tiefen Bohrloch 6 m
oberhalb des Schachtes wurde Eosin als Tracer
ih die Wassertafel eingebracht und die
zeitliche Änderung der Konzentration des
Tracers im Schachtwasser gemessen. Während
dieses Versuches würde das Schachtwasser
zweimal täglich abgepumpt, um so möglichst
konstante Bedingungen für den Zufluß zu erhalten,
Dürch den Abpumpvorgang wurde allerdings
die Wassertafel in der unmittelbaren
Umgebung des Schachtes abgesenkt. Das Konzentratlonsmaxlmum
im Schachtwasser wurde
4 Tage nach der Impfung erreicht. Eine einfache
Dispersionstheörie wurde auf die Meßergebnisse
angewendet. Die Abweichungen der
Meßwerte von der gerechneten Konzentrations-
Zeit-Verteilung des Tracers resultiert äus
den Schwankungen der Zuflußrate.
6. TRITIUMKONZENTRÄTION DES SCHACHT­
WASSERS
Es wurden in den Jahren 1974-1977 in
unterschiedlicher Zeitfolge Proben vom
(1) Herrn H.P. Wagner vom Institut für Meteorologie
und Geophysik an der Universität Innsbruck wird für
die Überlassung der Tagesmitteltemperaturen der
Station Hintereisfemer (3030 m NN) bestens gedankt.
Schachtwässer zur Tritiumbestimmung entnommen.
Für einen Vergleich wurde 1976 in
Schachtnähe eine, Kernbohrung bis 13 m Tiefe
durchgeführt und Tritiumkonzentrationen im
Tiefenprofil gemessen. Aus dem Vergleich
der Tritiumwerte der Kernbohrung mit jenen
des Wassers im Schacht ergeben sich folgende
Aussagen, die im Detail a.a.O. diskutiert
werden:
- Die Tritiumwerte der Kernbohrung, die
zwischen 60 und 170 TU schwanken, sind
deutlich niedriger als die Tritiumwerte
des Wassers im Schacht, die von 140 bis
2'75 TU variieren. Die Begründung dafür
ist, daß das dem Schacht zufließende Wasser
vorwiegend Schmelzwasser der Frühjahrsund
Sommerniederschläge Ist, die zufolge,
der jahreszeitlichen Variationen tritiumreicher
sind als der Herbst- und Winternieder
schlag, der akkumuliert wird und
so durch die Kernbohrung erfaßt wird.
7. BEOBACHTUNGEN DER WASSERTAFEL IN DER
UMGEBUNG DES SCHACHTES
Zur Untersuchung der Ausdehnung der
Wassertafel in der näheren und weiteren
Umgebung des Schachtes wurden zwei Systeme
von Bohrlöchern von ca. 30 m Tiefe und 6 cm
Durchmesser(2) angelegt.
- Ein System von 14 Bohrlöchern erfaßt die
unmittelbare Umgebung des Schachtes bis
40 m Entfernung. Mit diesen Bohrlöchern
wurde festgestellt, daß das Niveau der
Wassertafei etwa parallel zur Oberfläche
ist, wobei die Gelähdeneigung in diesem
Bereich ca. 3° beträgt. Im unmittelbaren
Schachtbereioh von einigen Metern ist
eine Anhebung des Wasserspiegels erkennbar.
Dieser Effekt ist als Störung der
Wassertafel durch den Schacht zu inter--
pretieren. Die Tiefe des Wasserspiegels
wurde fallweise mit Lichtlotmessungen
bestimmt.In den Bohrlöchern waren zwar
während der mehrwöchigen Beobachtungszeit
Wasserspiegelschwanküngen festzustellen;
diese sind jedoch wegen der zu geringen
Dichte der Einzelmessungen in Bezug auf
das Langzeitverhalten der Wassertafel
nicht aussagekräftig genug interpretierbar.
- Ein zweites System von 5 Bohrlöchern
wurde im Längsprofil des Akkumulationsgebietes
angelegt. Es wurde festgesteiit,
daß das Niveau der Wassertafel im Gebiet
geringer Rücklagen(31, also in der Nähe
der Gleichgewichtslinie, weniger tief
unter der Oberfläche liegt als im mittleren
Bereich des Akkumulationsgebietes,
Der Österreichischen Akademie deir Wissenschaften
wird für die finanzielle Unterstützung der
Feldarbeiten, dem Bundesministerium für Inneres für
die Materialtransporte mit einem Hubschrauber und
allen freiwilligen Helfern für. die Mitarbeit bei
den Feldarbeiten an dieser Stelle gebührend gedankt.
Es ist geplant, das ausführliche Manuskript
in der Zeitschrift für Gletscherkunde und Glazialgeologie
zu veröffentlichen,
(2) Für die Bereitsstellung eines thermischen
Bohrers (System Kasser) wird Herrn Prof. Dipl.-Ing.
P, Kasser, Abteilung für Hydrologie und Glaziologie
der Versuchsanstalt für Wasserbau, Hydrologie und
Glaziologie an der ETH Zürich bestens gedankt.
(3) Für die Überlassung der Rücklagenwerte bei den
Bohrstellen wird dem Institut für Meteorologie und
Geophysik der Universität Innsbruck gebührend gedankt.

-253-
8. REFERENZEN
Colbeck S., 1971: Ohe dimensiohal water
f low through snow, CRREL Research Report 296.
Colbeck S., G. Davidson, 1973: Water percolation
through homogeneoüs snow. The role
i f snow and iee in hydrology. (Proceedings
of Banff Symposia, 1972), UNESCO-WMO-IAHS,
Vol, 1, 242-257.
Lang H., B. Schädler, G. Davidson/ 1977:
Hydrogläciological investigations on the
Ewigschneefeld (Gr. Aletschgletscher),
Zeltschrift für Gletscherkunde, XII, Heft 2
(1976), 1 09-124.
Oerter H., 1977: Wasserbewegung in einem
Gletscher, dargestellt an den Feldarbeiten
auf dem Vernagtferner. Vortragsveranstaltung
des Sonderforschungsbereiches 81 der
Technischen Universität München am 9.2,1977,
Schommer P. , 1977: Wasserspiegelmessungen .
im Firn des Ewigschneefeldes (Schweizer
Alpen), 1976, Zeitschrift für Gletscherkunde,
XII, Heft 2 (1976), 125-141.
Sharp R., 1951: Meltwater behaviour in firn
on upper Seward Giacier, IAHS, General
Assembly at Brüssels, 246-253, zitiert nach
S. Colbeck, 1971.
Vallon M., J.-R. Petit, B. Fabre, 1976:
Study pf an iee core to the bedrock in the
accumulation zöne of an Alpine giacier,
Journal of Glaciology, Vol. 17, No. 75,
1.3-28.

-254-
551 .50.1 .45:551.577.3
Zur Wahrscheinlichkeit der mittleren
in den österreichischen Alpen
Monatsniederschlagssummen
Franz Nobilis* und Gunter Wihl**
Hydrographisches Zentraibürc- *
Zentralanstalt fQr Meteorologie **
Wien, Österreich
Abstract Using a gamma distribution the probability
of the mean sum of monthly precipitation fpr 476
stations with long record in Austria has been
calculated. The results are discussed.
Zusammenfassung Mittels einer Gamma-Verteilung wurden
für 476 Stationen mit vieljährigen Beobachtungen
in Osterreich die Wahrscheinlichkeiten berechnet,
die den mittleren Monatssummen des Niederschlags
zukommt. Die Ergebnisse werden diskutiert.
1, PROBLEMSTELLUNG
In einer früheren Arbeit berichteten die Autoren
(Wihl und Nobilis, 1975) über die Anpassung einer
Gamma-Verteilung ah die Häufigkeitsverteilung der
Monätssummen des Niederschlags österreichischer
Stationen. In der nun vorliegenden Arbeit wird für
476 Stationen mit Beobachtungsreihen bis zu 70 Jahren
(1901-1970) mittels der angepaßten Gamma-Verteilung
die Wahrscheinlichkeit berechnet, die dem arithmetischen
Mittelwert x dar Monatssummen des Niederschlags,
ermittelt aus einer langen Beobachtungsreihe, zukommt.
Die Verteilungsfunktion hat die Form:
= „t (t -*exp (^) dt, x > p (1)
Diese Auswertung erfolgte für alle Monate.
In Tab.1 wurde für die in Fig.l dargestellten
Flußgebiete, die detailliert der zugehörigen Legende
zu entnehmen sind, das Maximum, das Mittel und das
Minimum der errechneten Wahrscheinlichkeiten nach
Höhenstufen aufgeschlüsselt. Die Gebiete 1, 2, 3, 5,
6, 9 und 10 haben durchwegs alpinen Charakter,
2. ERGEBNIS
Entsprechend der schiefen Verteilung der Monatssummen
des Niederschlags beträgt in keinem Fall die
Wahrscheinlichkeit 50 %, Je schiefer (positiv schief)
die angepaßte Verteilung ist, desto stärker übersteigt
die errechnete Wahrscheinlichkeit des Mittelwertes
p (x) den Wert von 50 %. Das absolute Maximum wurde
mit 65,8 % im Februar im Gebiet 10 in der Höhenstufe
10O1 - 1500 m, das absolute Minimum mit 52,3 % im
Juli im Gebiet 2 in der gleichen Höhenstüfe gefunden.
Mittelt man die Ergebnisse der Stationen in den Höhenstufen
(wie bei b in Tab.l), so ergibt sich das
Maximum im Gebiet 10 mit ca. 63 % in den Monaten
Februar und März in mehreren Höhehstufen^ Das Minimum
ist im Gebiet 3 im Juli mit 52,9 % in der Höhenstufe
1501 bis 2000 m zu finden.
Innerhalb jeder Höhenstufe kann ein Jahresgang
erkannt werden: In der Regel ist ein primäres Maximum
im Oktober, ein sekundäres im Februar zu finden.
Das primäre Minimum liegt dagegen i.a. im Juni oder
Juli, das sekundäre meist Im Jänner.
Die Schwankungsbreite zwischen Maximum und Minimum
ist in jedem Monat für die verschiedenen Höhenstufen
relativ gering.
In den westlichen alpinen Gebieten ist noch ein
anderer Jahresgang zu bemerken: In den Wintermonaten
ist offensichtlich die Abweichung des Wertes p (x)
vom 50 %-Wert in den Tallagen geringer als in der
Höhe. In den Sommermonaten liegen die Verhältnisse
umgekehrt. Während in den Gebieten südlich des Alpenhauptkammes
ein ähnliches Bild zu beobachten ist, ergeben
sich in den Gebieten 5 und 6 sehr wechselnde
Beziehungen. Nur in den Sommermonaten treten ähnliche
Erscheinungen auf.
In Figur 2 wurde die räumliche Verteilung der
Größe p (x) für den Oktober in 4 Abstufungen dargestellt
um die Größenordnung der Abweichungen vom
50 %-Wert graphisch zu demonstrieren. Es sind deutlich
die Täier von Rhein uhd I I I , das Inntal mit den
südlichen Zubringern sowie der Verlauf der Salzach
von ihrer Umgebung differenziert. Das Gebiet südlich
des Alpenhauptkammes zeigt eine größere Einheit.
Da aber die Abweichung von p (x) vom Wert 50 %
in Österreich bis zu 16 % betragen kann, sollte dies
auch z.B. beim Vergleich von Stationsmittelwerten
berücksichtigt werden.
3. REFERENZ
Wihl, G, und F. Nobilis: Die Verteilung und Höhenabhängigkeit
von 2,5 und 97,5 Perzentilen der Niederschlägssummen
RIVISTA ITALIANA DI 3E0FISICA,
Seite 134-137, Vol. I (1975)

-255-
Tabelle 1: Wahrscheinlichkeiten (in %b) der mittleren Monatsaummen des Niederschlags
(x: größter Monatswert, n: kleinster Monatswert) - aufgeschlüsselt nach
Flußgebieten und Höhenstufen der Stationen (A: Flußgebiet wie in Fig.1,
B: Anzahl der Stationen, 0: Höhenbereich, B: a) Maximum, b) Mittel,
o) Minimum)
^500 m
a)
21 501 -
1000 m
o)
a)
K)
o)
a)
D)
o)
1 2 3
553 597 575
549 591 569
544 587 561
566 601 589
554 594 575
542 587 561
558 603 586
552 595 575
546 583 566
565 558
558 555
554 551
568 561
560 555
547 548
570 559
560 554
546 549
Monat
546" 556
543" 548
538" 543
549* 561
543" 546
535" 537
549" 556
541" 545
523" 539
__8 9_
565 568
560 559
555 553
561 571
555 560
548 554
563 565
555 560
546 553
10 11 12
604"
597"
59 f
605
601"
59l"
608
602"
598-
598 589
588 576
583 571
607* 590
593 577
581 566
609* 588
595 578
588 562
1001 -
1500 m
1501 -
2000 m 554 595 575 561 550 533" 625* 546 545 595 583 583
4500 m
26 501 -
1000 m
24 1001 -
1500 m
a)
b)
o)
a)
H)
o)
a)
f)
c)
a)
H)
568 599
561 590
533 581
586 628"
568 596
553 581
596 629
566 604*
545 586
592 620^
570 611"
556 599"
585 569
580 560
574 551
601 589
580 565
564 553
608 585
582 569
561 537
594 590
584 573
577 563
564 544" 544" 547 573
563 543" 543" 544 571
561 542 542 541" 568
572 554 551*
560 546 539*
549 539 533*
559 581
550 564
542 551
572 567 561 558" 578
553 545 539" 551 563
542 531 523" 543 553
563 548" 611
556 543" 550
550 538 526-
558 570
552 563
547 564
604"
602"
600"
618
603"
591"
617
603
592"
608
601
590
596 577
589 574
582 571
618 606
594 582
581 569
618 621
600 588
573 574
613 610
600 591
591 582
1501 -
2000 m 0)
2001 -
2500 m 570 594 562 570 564 533 538" 555 564 598* 592 581
4500 m
18 501 -
1000 m
1001 -
1500 m
a)
b)
0)
a)
b)
c)
a)
M
0)
a)
D)
561 595
551 584
544 579
595 603
568 589
554 577
580 596
568 585
557 577
563 588
561 587
558 586
576 574
570 566
559 561
595 589
580 566
564 556
589 577
579 561
568 555
579 568
577 564
575 560
565 561
560 555
553 548
574 564
561 549
550 540
575 552
563 546
552 540
558 541
558 540
557 539
564
553*
540^ n
558" 590
556 572
549 553
602 558" 576
547' ,n 550 560
535* 542 553
545 -552 566
537* 546 559
526" 531 549
53 r
529*
527*
542 552
539 550
536 547
611"
598"
587"
614"
600"
591"
609"
595"
587"
592"
590"
588"
587 576
576 569
565 565
595 633
583 583
572 572
585 582
578 578
574 569
575 579
573 578
570 576
1501 -
2000 m 0)
2001 -
2500 m 571 591* 577 569 559 539 533" 536 547 588 570 578

Fortaetzung von Tabelle 1
24
15
17
15
22
67
30
27
14
10
15
4 500 m
501 -
1000 m
4500 m
D
a)
b)
o)
a)
b)
a)
b)
o)
a)
b)
o)
563* 597
550" 590
542" 579
563" 597
553" 586
546 579
562" 596
551* 586
540" 580
578 591
560 584
544 575
596 586
582 570
568 561
593 598
581 573
566 561
610 575
581 564
574 552
597 586
583 572
571 561
577 573
567 561
556 549
579 572
566 562
559 556
583 573
570 559
557 547
578 573
566 555
555 546
Monat
8 10 11 12
566 566 597
556 559 583
548 553 573
567 567 599
554 561 586
545" 547 575
565 574 585
553 557 573
546 548 562
566 561" 598
550" 553 568
538" 544 547
617* 599
606* 584
593* 572
619* 601
610* 590
597* 577
613* 584
603* 575
593* 561
613* 596
607* 581
598* 567
585
573
554
590
579
575
595
581
574
596
582
571
501 -
1000 m
1501 -
2000 m b) 558 591 590 568 566 546 545 551 561 611* 582 579
4500 m
501 -
1000 m
a)
b)
c)
a)
b)
o)
a)
b)
o)
573 603 595 589 580 564 554*
555 589 584 573 575 553 550*
546 577 572 564 568 547 544*
581 605 602 594 579 562 561*
570 588 587 574 566 550 541*
560 578 571 559 556 541 535*
559 577
553 571
547 562
564 586
549 567
538 555
610*"
603"
594"
-256-
616-
602"
591"
584 598
576 586
566 577
595 597
578 584
564 573
578 586 594 596 572 550 545" 551 568 611* 583 590
566 579 583 575 564 547 538" 548 563 596* 576 581
558 574 572 562 553 546 535" 542 558 587* 566 563
1001 -
1500 m
1501 -
2000 m b) 550 580* 569 552 563 543 577 541* 551 579 571 569
4500 m
501 -
1000 m
4500 m
501 -
1000 m
4500 m
501 -
1000 m
a)
b)
o)
a)
b)
c)
a)
b)
o)
a)
b)
o)
a)
b)
o)
a)
b)
o)
579°
561"
544 n
571
556
545
600
585
562
609
586
562
592
589
587
606
588
577
617 615
591 583
576 567
604 594
584 583
569 574
622* 605
602* 590
581 575
618* 606
593* 585
581* 569
620* 612
611* 602
598* 587
621* 607
593 587
575 572
608 601
589 585
563 565
602 594
580 577
565 559
604 597
581 579
565 562
594 583
575 573
556 561
589 577
583 570
573 562
585 576
572 567
564 558
594
575
559
578
562
544*
580
564
550
573
560
554
575
563
555
565
554
544
579"
561"
550
565'
555' n
545
577
557' ,n
543*
579" 624
565 598
550 573
571 606
559 588
548 572
581 615
570 594
557 579
563* 575 594
551 n 564 585
541* 552 579
569 n 573 593
556' 564 583
550' 559 572
n 556
547"
538"
576 589
557 585
546 579
631* 596
612* 578
587* 567
629* 591
609* 576
591* 566
610 595
593 585
581 570
594 602
587 583
580 575
601 584
583 576
574 570
594 589
587 578
577 570
612
591
568
589
580
562
603
592
582*
606
592
580
608
590
579
612
595"
582"

-257-
Fortsetzung von Tabelle 1
9ff
10
14 1001 -
1500 m
4500 m
27 501 -
1000 m
20 1001 -
1500 m
a)
b)
c)
a)
b)
o)
a)
b)
0)
a)
b)
0)
604 605
588 593
567 579
594 625
584 617
577 609
630 649
599 628
578 604
624 658"
603 628"
576 601"
611
592
576
637"
62?"
619"
648
630"
608"
636
617
594
597 589
572 565
561 555
583 579
576 572
565 564
602 589
579 570
566 559
599 577
581 563
560 552
Monat
569
556
543
548-- 5 54
545* 549
538" 543
567 560" 578
561 556" 570
550" 552 562
565
555
544
562" 572
549* 561
536" 547
564 n 610 571
553
544
547" 556
535" 543
10 11 12
594 602 601 612^
575 590 579 596"
560 580* 565 579
588 596 581 606
578 589 573 600
570 583 568 591
592 602 590 618
577 591 579 603
565 578 568 589
584 613 609 612
574 594 586 602
565 574 573 586
1501 -
2000 m b) 606 618* 603 568 569 544* 547 557 579 598 584 603
2001 -
2500 m b) 601 634* 629 582 560 548 547* 562 567 58? 586 604
Figur 1
. 100 km ,
62
Figur 2
100 km
Fig.1 Skizze der gewählten Einzugsgebiete:
1) Rheingebiet; 2) Bonaugebiet oberhalb des Inn-Inngebiet oberhalb der Salzaoh;
3) Salzachgebiet; 4) Inngebiet unterhalb der Salzach-Donaugebiet zwischen Inn
und Traun; 5) Traungebiet-Donaugebiet zwischen Traun und Erms; 6) Ennsgebiet;
7) Donaugebiet zwischen Enns und March-Moldaugebiet-Marchgebiet; 8) Donau
zwischen March und Leitha-Leithagebiet-Rabnitzgebiet^Raabgebiet; 9) Murgebiet;
10) Draugebiet.
Fig.2: Schematische Ubersicht über die Wahrscheinlichkeit (in % ) , die der mittleren
Monatssumme des Niederschlags in Österreich im Oktober zukommt.

-258-
FLUCTUATIONS SPATIO-TEMPORELLES DES PRECIPITATIONS D'UNE ZONE INTRA-ALPINE
EN FONCTION DE LA CIRCULATION ATMOSPHERIQUE GENERALE (EXEMPLES PRIS EN SAVOIE)
551.577.3:551,589.1(234.2)
Huguette Vivian et Serge Martin
E.R. 30 du G.N.R.S.
Laboratoire de Biologie Veg&tale
B.P. 53 - 38041-GRENOBLE CEDEX
FRANCE
Abstract A Statistical analysis of annual räinfalls
of internal alpine area (Maurienne, Tarentaise^
Beaufortin, Combe de Savoie) exibits an anomaly
in their spatial distribution during the years i 940-
1950, A study of the european atmospheric circulation
for these years shows a decrease of frequency
for Western oceanic types (W-SW) comparatively with
the years ] 951-1 968 (decrease of 50 X), Sucha deciine
of percentage for this type of oceanic circulation,
accountabie of the largest part of annual
rainfalls for the North of the Alps, is shown by a
clear decrease of the preeipitations for pluviometrics
stations very well exposed tö this influence
(def iciency of ]0 to 20 X) ; but the pluviometric
stations protected from this circulation by orographics
öbstruetions, usualy zone of dryness, are caracterized
by the cönstancy of their preeipitations.
1. INTRODUCTION
L'originalite de la periode 1940-1 950 etait
dejä apparue pour les climätologues, les hydrologues
et les glaciologues depuis longtemps dejä. Cette
suite d'annees, remarquables pour leur secheresse
(1 942-] 949) sur presque toute l'Europe Occidentale
Oceanique, fut responsable d'une grande penurie
pour les cours d'eau echappant ä l'influence mediterraneehne
ou glaciaire (J. Sanson, M. Parde,
1950). Pour les glaciologues (H. Hoinkes, 1!968 -
R. Vivian, 1974 - S, Martin, 1 977) cette periode
est marquge par une phase de recession glaciaire
tres nette dans toutes les Alpes. 11 n'etait donc
pas etonnant qu'elle attirat notre attention ; mais
eile le, fit d 'une fagon totalement inattendue ä
1'occäsion d'une etude regionale fine de la pluviometrie.
2. LES ANOMAL IES DE LA DISTRIBUTION DES PRECIPITA­
TIONS DE LA PERIODE RECENTE EN SAVOIE,
Dans le but de s'assurer de l'homogeneite des
series pluviometriques de la Goupure Annecy^Thonon
de la Carte Ciimatique Detaillee de la France, les
valeurs annuelles des preeipitations de la Savoie
mt ete soumises au test du cumul des residus (J, Berhier,
1 977). Sur la periode 1936-1973, les stations
couvrant la Maurienne et la Tarentaise puis six
stations du Beaufortin ont ete test ees par rapport
Resume Par l'analyse statistique des preeipitations
annuelles, les auteurs mettent en evidence ä une e-
chelle regionale fine dans la zone intra-alpine
(valiees de la Maurienne, Tarentaise, Beaufortin et
Combe de Savoie) , une anomalie de la repartition
spatiale de celles-ci aü cours de la periode 1940-
! 950. Une etude des regimes atmospheriques (Grosswetterlagen)
caracterisant cette periode indique
une diminution de ia frequence des types de situations
zonales d'Ouest ä Sud-Ouest pär rapport aux
annees posterieures (baisse de 50 X). Cette disparition
partielle des regimes responsables d'une
forte proportion des preeipitations nord-alpines
s'est marquee par une nette deficience des totaux
annueis dans les stations exposees ä leur influence
(-10 ä -20 X) ; par contre les stations abritees de
ceux-ci par des ecrans orographiques et habituellement
les plus seches, s'otiginalisent par la stabilite
de leurs totaux.
a la moyenne regionale. Outre quelques heterogeneites
locales, les tests mettent en evidence deüx types
de comportement : uh groupe de stations voient
leurs residus cumules s'accröitre jusqu'en 1950 environ
alors qüe les autres enregistrent un deficit.
Cette differenciation dans le comportement des stations
nous a incite ä approfondir l'etude de ce phenomene
par w!e dMa^yse yäoior^eHe e*i öompoßOMies
prtno^paZes payttoM^^remeMt Men adoptee d ^ 'aha-
Zyse spatto-igmpope^Ze des vgrMMgs oZM7at^^Mes
(M.F.de Sai-htignon, S.Martin, 1974).
2.1, Analyse en composantes principales des
pr.ecipitätions annuelles.
L'analyse en composantes principales s'applique
ä un tableau de donnees constitue de n observations
de p variables. Dans notre cas, nous desigherpns
par variables les )9 stations pluviometriques
du reseau etudie (Fig. 1 et 3) et observations les
36 annees de mesure (193 6-1 971). Dans 1'espace Rp
des variables, ä chacune des n observations correspond
un vecteur ä p coordonnees (preeipitations
I'annee i a la Station j ) .
Dans le cas de notre etude, 1'extremite de ces vecteurs
constituent tm nuage de 36 points dans un es-
päce ä 19 dimensions. Le calcul matriciel permet de
reperer ces points dans un espace dont le nombre de
dimensions q est inferieur au nombre de dimensions
de 1'espace de depart tout en minimisant la perte
d'information (L. Lebart et J.P. Fenelon, 1971). On
demontre que les composantes principales sont les p
vecteurs propres de la matrice des coefficients de
correlation entre variables prises deux ä deux, Les
q premiers vecteurs propres de cette matrice ranges
dans l'ordre decroissant des valeurs propres foumissent
les q premieres composantes principales. Les
coordonnees des points variables dans ce nouveau
repere sont egales aux coefficients de correlation
entre variables et composantes. Le pourcentage d'explication
de la variance de chaque composante est
egal au rapport de la valeur propre correspondante ä
la somme des valeurs propres. Sur la Fig. 1-, l'etude
M. *"** -*«

-259-
des coordonnees des p points variables et des n
points observations sur les deux premiers axes factoriels
(les deux premieres composantes principales)
permettra une approche de Ia signif ication de ces
facteurs.
En ce qui concerne le premier facteur (83,6 X
de la variance), les variables ont toutes la meme
composante sur cet axe (coefficient de correlation
Iegerement inferieur ä ]) ; par contre les coordonnees
des points observations (annees) sont negatives
pour les annees sgches (1942, 1949, 1953 par exemple)
et positives pour les annees piuvieuses (1952,
1965 pär exemple), le premier facteur traduit donc
ce que l'on appelle communement l'effet de taille :
i l oppose les observations globalement fortes sur
l'ensemble du reseau ,aux observations globalement
faibles sur ce reseau.
Le second facteur (4,6 X de la variance) partage
le reseau en deux groupes de Station : ceiies
situees dans la Combe de Savoie, Ie Beaufortin et
aux debouches des valiees de la Maurienne et de la
Tarentaise (Albertville, Beaufort,, Hauteluce, Ugine,
Montsapey, Argentine...) d'une part, et Celles
en position d'abri dans le coude des valiees (Le
Thyl, Aussois, Bonneval, St Martin de: la Porte,
Valmeinier, Pralognan, Bozel.,,) d'autre part. On
retrouve lä les deux groupes de stations qui prer
sentaient des courbes de residus cumules d'allure
toüt ä fait opposee.
Les annees deZ,a periode ld^0-id50 fspulignees
sur la fig. !J Mni^orm^ment s^oKes SMP Z'ensemMe
dM reseaM f7 annees sur ) ] ävec Fl

-260-
et de Combe de Savoie (0,55 ä Montsapey en 1942 ;
0,67 ia meme annee au Thyl).
Po^r Ze groupe d'annegs2 945^ 4$ et 47., Za. diveyaence
reaionaZe de comportement s 'acoentMe (0,64
ä Montsapey en ] 945 ; ] ,23 au Thyl la meme annee) .
3.1.2. Des mois pärticulierement discriminatoires.
- Les mois de yewtey-mays sont ceux de la
deficience generale plus ressentie en Bässe Maurienne
et Combe de Savoie (Montsapey :
fevrier-mars ! 940-1950 ^ „
fevrier ^nars 1951-1970 ^ ^ ^t Martin de la Forte
0,73 ; Le Thyl 0,87) .
- Les mois d'avrii et surtout d'aoMt, septembrej
oatocrey sont caracterises pär i'opposition
regionale marquee par un leger exces pour les totaux
des stations internes (rapports des moyennes
1 940-1 950
1 951 -1970 " 0,76 ä Montsapey, 1,08 ä St Martin de
ia Porte et au Thyl).
La baisse des preeipitations differenciee
selon deux ensembles des stations est donc ayant
tout uh pMMöme'Ke de jfin de saison froide et d'aMtemne.
3.1.3. Analyse frequentieile des totaux annueis,
Toutefois, poMr Za s^qMenpe 7 540-2 950 Ze.s dij^rences
s 'a^ien^n^ et par rapport ana annees 2 952 -
19^0., Ze p^Ze de secneresse aevi^m Ze moins d4,''icitaire,
,. Le relief etant le facteur immüa'ble de
i'affrontement montagne-atmosphere dont resultent
les preeipitations, i l faut donc conclure, pour
la circulation atmospherique et la periode 1 940-1 950
ä une awomaZie persistante influencant peü ou pas
les stations "seches" et beaucoup les stations arros&esi
ici les mieux exposees aüx flux oceaniques.
ß 'importance des yZMK oceaniques dans Zes apports
pZMViometriaMes nord-aZpins fait en sorte qMe toMt.e
Variation de ceMa?-oi ne peMt., semoZe-t-iZ^ qM ^etre
arandement percMe par Zes stations qni sont Zes
pZ'ns eoiwisea. q Zeur in^ZMence. Les preeipitations
seraient apportees poür la serie 1920-1950 ä raison
de 31 X par regim_es de Sud-Ouest, 18 X par regime
d'Ouest, 19 X par Nord-Ouest (J. Mertz, 1 957) ;
pour 1947-1956,7.4 X des preeipitations sont at.tribuees
aux regimes zonaux dont 64 X ä ceux de Sud-
Ouest (C. Blanchet, 1 958). 11 est probäble qu'une
Station comme Chambery.qui reepit d'apres J. Mertz
71 X de ses preeipitations pair flux d'Ouest et Sud
Ouest est plus influencee pär un changement dans
leur fr equence qu'Aussois ou ils ne sont r esponsables
que de 58 X du total annuel. Les rSles combines
du relief et des flux pluvieux nous sont appäru
dans une autre region, le rebord du Vivarais
(M.F.de Saintignon, S. Martin, 1974).
3.2.2. Relief et preeipitations sur le rebord du
Vivarai s.
Pour la meme periode (1940-1950) les auteurs
ont detecte des compprtements divergents pour les
stätions des bassins de l'Ardeche et de l'Eyrieux
(Fig. 4)
C 'est au niveau des annees les moins uniformement
seches que s'effectue la difference la plus
marquee entre les frequences .
Pour les 2 stations ä la fois les plus proches
et les plus divergentes de Montsapey et Le Thyl,
les annees 1944, 45 et 46 ont pour la premiere des
probabilites de depassemeht superieures ä 0,79 (79 X
de chance d'avoir des totaux plus forts) et pour la
seconde elles sont inferieures ä 0,33 atteignant
meme 0,01, soit une possibilite de d'epassemeht bien
faible. PoMr eertatwes stations^ ces annees se sit'Meht
eh dessous de Za mediane et po.Mr d 'aMtres
(.MaMrienne iKterneJ e.ZZes approc^ent des pZMS Portes
vaZeMrs connHes.
Devant une teile concordance des observations,
i l est done permis d'evoquer l'existence
d 'un phenomene atmospherique determinant au cours
de cette periode 1940-1950 pour augmenter ou diminuer
les totaux annueis de facon differentielle
selon la position geographique des stations. Ce
pT^Mome'ne pourrait etre Za direction variabZe des
yZMK pZwie^r pr&Zominants qMi dans cette zone montagnarde
joue conjointement auec Z 'in^ZHenoe des
orientations oroarapniqMes tantot favorabZement^
tant

-261
Sur l'analyse en composantes principales
qu'ils ont developpee, le facteur ) exprime l'effet
de taille (81,6 X de la variance) et le facteur 2
(6,6 X de la variance) scinde les stations en 2 ensembles
situes de part et d'autre du plateau du
Coiron (Fig. 5). Comme dans Ze cas de Za Ravoie, Za
periode Z 340-2950 aZobaZement sec^e sMr Z'ensembZe
dt^ reseaM est tre*s differenciee regionaZement (10
annees sur 1 1 avec F2 > 0) .
- au Nord-Est de l'axe orographique NO-SEdu
Coiron peu ou pas de deficit pluviometrique (D moyen
de 0 X ä St Pierreville et -3 X au Cheylard sur
la courbe des ecarts cumules de la fig. 6) ;
- au Sud-Ouest du Coiron, un net deficit
(-10 X au Pradel et -17 X ä Mayres par exemple).
que 25;7 % d'entre eux en 2 940-2950 contre 32 %
en 2 952-2 968. Par contre le type anticyclonique
stable WA a un pourcentage d'apparition double ;
le type WZ s&vissant surtout au nord du 50°L Nord,
soit ä la limite de notre zone, represente en 1940-
1950 la moitie des regimes zonaux. Les regimes de
JVord-OMest d SMd-Onest varient beancoMp aM detriment
de Za periode 2 940-2 950 passant de 7,7 % d
74, S % en 2952-2968 (WS-WW-SWZ-NWZ).
1
E3 /
irrsi
B3
na
S 0!'
eis
sä
L' ex i s t enc e hör s des Alpes d'un phenomene i *
dentique dans sa conf iguration spatiale, dans sa
localisation temporel le et dans ses implications
pluviometriques local es semble devoir donner ä
"l'anomalie" des anne es 1940-1950 une dimension
generale et exclure 1 es seules hypotheses d'erreurs
dues ä des observatio ns mauvaises et une opportune
coincidence.
4. 1940-1950 : UNE PERIODE DE CHANGEMENT DANS LA
REPARTITION DES REGIMES ATMOSPHERIQUES DE
L'EUROPE OCCIDENTALE.
En 1950 J. Sanson et M. Farde ecrivaient ä
propos des annees 1942-194 9 :"...l'etablissement
des hautes pressions sur l'Europe Occidentale a
maintenu la France presque entierement ä l'abri
des perturbations dont les trajectoires etaient
tres nettement decalees vers les latitudes septentrionales".
A posteriori nous avons voulu verifier
cette conciusion en donnant une statistique des
types de temps meme grossiere et voir si, dans le
detail, un changement däns la repartition des regimes
geniteurs des preeipitations expliquait les
"anomaiies" regionales alpines et vivaraises.
4.1. Statistiques comparees des types de temps
Effectuees pour les series 1881-1968 (Fliri
F. 1974), 1940-50 et 1951-68 (H. Vivian) ces repartitions
ont pour base le catalogue de P. Hess et
H. Brezowsky (1 969) contrSle dans ses implications
alpines par les observations de J. Mertz (1 957), M.
Striffling (1954 et 1971), &.. Blanchet (1959), R.
Clement (1 976), H. Vivian (1976).
Si les repartitions des regimes journaliers
(determines par la direction du flux au sol) selon
la distinction circulation zonale, mixte et meridienne,
ne varie pas beaucoup d'une periode ä l'autre,
ä l'interieur de ces groupements Za baisse OM
Z'aMgmentation sewsibZe de certains regimes originaZisent
Za serie 2940-2950. En effet, on n'y denombre
axe 53 % de regimes perturbes contre 57 %
en 2952-7968 ^ Zes regimes zonaMK ne constitMent
4.2. Importance de certains flux dans les totaux
pluviometriques annueis. Recherche d'exemples
numeriques.
Voulant verifier si effectivement les regimes
suscites, en baisse au cours des annees 1940,,
avaient dans les postes pluviometriques etudies
des consequences allant dans le sens de la differenciation
locaie, nous avons opere un sondage ä
partir d'episodes meteorologiques pris dans le
catalogue et d'episodes pluvieux alpins dejä connus
(H. Vivian, 1976). Le regime de Sud-Ouest, WS
peut etre determinant tant en Savoie qu'en Ardeche
pour engendrer de fortes averses au Sud-Ouest du
Coiron, averses superieures ä Celles du Nord-Est
comme le sont Celles de la Combe de Savoie par
rapport ä la Maurienne :
Preeipitations eh mm
WS Albertville Aussois
10- 17/12/1 958
11- 18/ 1/1955
1 10
165
85
99
SWZ
"24-28/10/1 961
1 6-21/11/1 951
35
Mayres
367
2 90
237
Lamastre
—227"
76
106
Le type SWZ souvent meridional se manifeste de
la meme fagon mais surtout sur l'Ardeche. Le regime
NWZ apparait plus meridien que zonal en fait ; i l
peut etre cause des averses extensives qui s'eten—
dent sur les Alpes, du Rhone au Danube moyen (juillet
1954) ; dans ce cas, nos stations sont en position
marginale et ne reeoivent, toutes ä egalite
que quelques dizaines de mm en8 ou 4 jours. Le
type WZ (zonal) qui peut declencher lorsqu'il descend
au sud du 50°L Nord de fortes preeipitations
sur les Alpes savoyardes comme en novembre 1944
(100 mm ä Albertville, 45 mm ä Aussois en 48 h),
se presente effectivement la plupart du temps
en position septentrionale sur la frange helvetico-

-262-
bavaroise (decembre 1947, janvier ]948 par exemple)
ä l'exclusion de notre region savoyarde. Son augmentation
d'apparition ne vient donc pas contrer
la deficience imputee ä la baisse de frequence des
regimes et MS. CeMK-oi ne representent OMe S %
de Za eircMZation generale pour 7 957-29$$, et seM-
Zemgnt 4 % po^r 7 957-7 9M. f/ne uariation de 50 %
est tre*s Zarggment SM/fisante, Zorsan'eHe toMc&e
des regimes aussi infZ^ents, poMr engendrer des
oons^aMences remara^aMes d toutes Zes ^cneZZes.
Depuis longtemps dejä les inversions des tendances
climatiques ont ete etudiees ä l'echelle
continentale (L. Lysgaard, 1963) ä partir des couples
de stations telles que Rome-Milän, Calcutta-
Bombay...A une echelle similaire, afin de contrSler
la grande influence de la frequence des flux
oceaniques sur les moyennes pluviometriques, nous
avons effectue le test du cumul chronologique des
ecarts ä la normale pour 2 stations situees de
part et d'autre de la barriere alpine, la Tour
du Pin (Dauphine) et Turin (Plaine du Po) (Fig.7).
Im-tm—t—*;
A
Les resultats mettant en valeur l'originalite
de la periode 1940-1950 sont probants. Mais i l etait
plus aise de concevoir de teile difference de comportement
entre les stations appartenant ä deux
mondes climatiques qu'entre des postes distants de
quelques dizaines de kilometres, dans une meme
region, voire une meme vallee ainsi que nous l'avons
mis en evidence.
L'occurence "d'anomaiies" dans la frequence
des differents types de circulation atmospherique
pouvant persister pendant plus d'une decennie et
engendrer des derives notables de la repartition
des preeipitations ä l'echelle de certains reseaux
meme restreints, nous incite donc ä etre tres
prudents lors de 1'Interpretation de resultats
statistiques utilisant les cumuls de series chronologiques
(recönstitution ä partir des donnees
climatiques de l'evolution de la surface moyenne
d'un giacier, de la croissance d'un arbre...) ou
la correlation lineaire entre stations (tests des
series, recönstitution de donnees manquantes...)
Dans tous ces cas, et surtout en zone montagnarde<
on aura donc interet ä verifier tout d'abord
1'homogeneite du comportement des variables que
l'on met en rapport vis-ä-vis des differents flux
de la circulation atmospherique generale, l'analyse
factorielle par exemple nous paraissant dans ce cas
lä pärticulierement bien adaptee.
REFERENCES
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l'analyse factorielle en composantes principales
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VIVIAN R. Les glaciers des Alpes occidentales.
Allier, Grenoble (1974), 514 p.

551.577.2(234.2)
DETERMINATION STATISTIQUE DES PRECIPITATIONS
SUR LES ALPES FRANCÄISES
J.P. Navarre et R. Clement
Ets d'Etudes et de Recherches Meteorologiques
Centre d'Etudes de la Neige
Saint Martin d'Heres (38) - France
-263-
Abstract. Shown here is a Statistical model, which
allows to quickly obtain the quantitative distribution
of the snow falls on the French Alps, taken
from measurements of a few meteorological stations;
The Statistical analysis of these falls,, rests on
ä simple Classification of the types of weather.
After having described the method we give some of
the results obtained during the winter of 77-78
during the operational period, mentioning the limitations
and interest of this sort of approach.
Resume. Nous presentons un modele statistique qui
permet d'obtenir rapidement la repartition quantitative
des preeipitations sur les Alpes Francäises
et cela ä partir des valeurs mesurees dans quelques
stations meteorologiques : l'analyse statistique
des preeipitations repose sur une Classification
simple des types de temps. Apres avöir decrit
la methode, nous donnons quelques-uns des
resultats obtenus durant I'hiver 77-78 en phase
operationnelle, tout en mentionnant les limites et
1'interet d'une teile approche.
1. INTRODUCTION
Les preeipitations, liquides öu solides, sont
ä 1'origine du plus grand nombre d'avalanches, et
le dahget inherent ä celles-ci cröit avec l'importance
des chutes de pluie ou de neige. Connaitre
assez tot la repartition spatiale des preeipitations
tombees, et leur quantite, durant les dernieres
heures sur un massif montagheüx, apporte au
previsionniste Charge d'annoncer les risques d'avalanches,
un eiement determinant pour l'avis
qu'il doit diffuser.
Le reseau meteoroiogique frangais est redüit
dans les zones de montagne. 11 y a bien un
reseau pluviometrique aüxiliäire de statiöhs d'altitudes
mais leurs informations ne sont transmises
qu'en fin de möis dans le cadre de Ia climätölogie.
Quant au reseau nivometeorologiqüe axe sür les
stations de sports d'hiver, i l ne peut etre considere
comme une base süffisante et 11 n'est operationnel
que durant quelques mois de I'hiver ; de
plus, son fonctionnement peut etre deficient, notamment
lors de certaines periodes de tres forts
enneigements qui peuvent rendre les Communications
difficiles et les mesures impossibles. Aussi est-
11 souvent difficiie d'avoir une estimation precise
et fine des preeipitations tombees en altitude;
sur les differents mässifs durant les dernieres
24 heures,, surtout lorsqu'on, est en possession de
quelques mesures seulement, dispersees sur l'ensemble
des Alpes et souvent effectuees dans des
postes de valiees. I i nous est apparu possible de
trouver une Solution ä ce probleme par une methode
statistique.
Lors d'une premiere etude, R, Clement a defini une
Classification simple des types de temps basee uniquement
sur les directions des vents aüx 3 niveaux,
850, 700 et 500 millibars mesures au Radio-sondage
de Lyon et permettant d'expliquer dans la majorite
des cäs lä repartition spatiale des preeipitations
sur les Alpes Francäises. Dans cette Classification
les directions de vent sont chiffrees selon ia rose
de huit et chaque journee se definit par un nombre
de trois chiffres.
Ainsi 567 signifie
Vent de SW ä 850 MB
Vent de W ä 700 MB
Vent de NW ä 500 MB.
La seconde phase de l'etude que nous presentons
ici porte sur l'elaboration d'une methode rapide
et pratique d'estimation des hauteurs d'eau
recueillies au cours des dernieres 24 heures eh
5] points des Alpes Francäises. Cette estimation
se fäit ä partir des hauteurs d'eau mesurees ä
07 H a J + 1 ä Challes les Eaux, Bourg St Maurice,
Embrun et St Auban sur Durance, tout en tenant
compte des ciasses de types de temps. Notons que
nous avons pris en compte i'äquivalent en eau des
preeipitations solides et hon la hauteur de neige
fraiche.
CODE
- CHALLES LESEAUX 7313
- B0URS St.MAURICE 7303
ALTITUDE (m)
291 (m)
865
-EMBRUN 0520 871
- St. AUBAN 0414 588
CODE
7401
02
03
04:
05
06
07
08
7301
02
04
05
06
07
08
09
10
11
12
3801
02
03
04
2601
02
STATION
Les Gets
La Clusaz
Le Vi.llaret
*Peisey Näncroix
St.. Marcel de Bei .
Mt. Cenis
Bonneval
Aussois
Valloire
St. Alban VII.
Valjouffrey
St. Christophe
VilTar de Lans
St. Pierre de Ch.
Lente
Lus Cro.lx-Haute
ALTITUDE CODE
1200
1000
1200
1280
1150
1113
1037
1030
1730
1350
1480
1420
2000
1790
1710
1489
1470
1500
1100
980
1570
1050
945
1080
1037
0501
02
03
04
05
06
07
08
09
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
0401
02
03
0601
02
03
04
STATION
Chazelet
St. Veran
Nevache
Abries
Orcleres
RealIon
Cyprieres
Les Portes
Montgenevre
Vars
Cervieres
Ceillac
Arvieux
Le Monetier
Puy St. Vincent
Pelvoux,
Briancon
Chiteaj Q.
Maljasset
Föurs St. L.
Foux d 'AI l os
Auron
Beuil
Tende
Valberg
ALTITUDE
1780
2010
1660
1542
1440
1410.
1350
1265
1850
2115
1640
1640
1675
1490
1445
1350
1260
1324
1380
1900
1660
1450
1610
1454
795
1700

-264-
Fig.l
- Les Alpes Francaises
- Localisat.ions des postes
uti1i ses
(TAUE
MC
ca
SMB
LMo
RS'V
LGz
S'AC
LCh
CE
StA
LCH
La premiere etude sur la repartition spatiale
avait fait ressortir nettement la necessite
de tenir compte de la direction des vents et l'obligation
de travailler simultanement sur les courants
aüx trois niveaux ; en raison de l'influence
orographique, le niveau 85,0 millibars joue un role
determinant pour certains massifs.
Ainsi, comparons ä titre d'exemple les regimes
"566 et "666, assez frequents en hiver, pour
lesquels spulp la direction du vent change a 850
MB, passant du Sud-Ouest ä l'Ouest. (Fig. 2).
Si nous examinöns les frequences de preeipitations
superieures ä 10 mm, dans le 566 un
noyau ä 48 X apparait de la Chartreuse au Sud dü
Pelvoux et un de 70 X sur le Chabiais. Dans le regime
666, la frequence tombe ä 34 X en Chartreuse,
ä 10 % sur le Pelvoux et ä 50 X sur le Chabläis.
R, 666 R. 566
En regle generale, pour un regime donne,
l'allure de repartition des preeipitations est sensiblement
la meme ; les repartitions par frequence
correspondent aux repartitions par moyenne et sont
assez bien expliquees par le phenomene orographique.
Les premiers massifs exposes au flux reeoivent
la maj.eure partie des preeipitations.
METHODE GENERALE
L'estimation de la repartition des preeipitations
(ä 7H ä J + 1) s'effectue par regressions
lineaires ä partir de cinq predicteurs : Les preeipitations
mesurees dans les stations de base et la
force de vent au niveau 700 mb mesuree au Radio-
Sondage de Lyon ä 12 H, TU au jour J.
A chaque type de temps correspondra donc une
famille de 51 formules de regression propres aux
51 stations reparties sur l'ensemble des Alpes
Francäises, Chacune des familles de formules sera
differente selon le regime considere et refletera
les differentes repartitions Iiees aux directions
des vents aux trois niveaux (R.S. Lyon 12 H.).
3. ANALYSE STATISTIQUE
L'analyse permet la determination des 51 formules
de regression, regime par regime.
La presente etude porte sur uhe periode de 10 ans,
de 1964 ä 1973. Seule la periode d'enneigement est
prise en compte, c'est-ä-dire du ler novembre au
30 avril. Four etre selectionne, un type de temps
ou regime doit presenter un nombre d'observations
süffisant pour un traitement statistique. De plus,
hoüs n'avons retenu pour l'elaboration des formules
que des joumees telles que la somme des preeipitations
relevees aux quatre stations de base.
soft non nulle, ce qui explique que nous n'ayons
pu retenir toutes les situations.
Fig. 2
Repartition par frequence des preeipitations
observees superieures ä 10 mm d'eau.
Ainsi, parmi les 1400 joumees analysees,
470 cas ont du etre eiimihes : 170 joumees correspondent
ä des regimes peu frequents., caracterises
par des directions de vent tres differentes
aüx trois niveaux, ce sont des situations ä vent
faible, souvent anticyclönique. 150 joumees (soit
pres de 10 X des cas) se räpportent ä des regimes
de types Nord, Nord-Est (III, 118,.,.,881...) pratiquement
sans preeipitations ; ä noter cependant
une vingtaine de cäs, lies ä une depression dans
la plaine du Po qui donnent des preeipitations sur
le Mercantour et l'Est Queyras.

-265-
i50 cäs enfin de type complexe, ä dominante Est,
Sud-Est ä 1'origine de preeipitations fortes mais
lpcalisees sur la ligne de crete des Alpes et que
nous ne pouvons traiter ä partir d'ühe anaiyse
simple basee sur le Radio-Sondage de Lyon.
Regimes
444
445
454
455
45*6
555
565
566
656
666
667
676
677
766
777
877
887
888
Nbre d'observ.
57
48
31
50
40
42
63
55
36
73
29
42
42
37
77
33
40
139
Nbre d'observ.
selectionnees
29
28
26
37
27
30
27
41
28
55
26
33
30
31
58
22
21
51
Le programme; de calcul des equations de regression
se compose d'un programme principal. qui
selectiöhne les donnees des f ichiers eii fonction
du regime anaiyse et d'un certain nombre de sousprogrammes
qui nous donnent pour chaque Station :
- Les moyennes ecarts-types et correlations entre
predicteurs et predictants et correlation multiple.
- Coefficient de regression et ecart-type des
coefficients de regression.
- Analyse de la variance.
- Väleur des residus sur le fichier source.
Sur l'ensemble des regimes etudies, les cas
oü le coefficient de correlation muitipie n'est
pas tres significatif sont peu nombreux. 11 s'agit;
essentiellement de regimes de type Nord-Ouest et
de stations eloignees de Lyon : des stations dü
Qüeyras et des stations des Alpes Maritimes. Sinpn
dans l'ensemble des cas, ce coefficient oscille
entre 0,80 et 0,95.
Les valeurs du parametre F sont, dans l'ensemble
bonnes et en tout cas nettement superieures
ä ceiies donnees par les tables pour 95 X. Ainsi,
pour un regime de type 566 (41 joumees) on trouve
pour F des valeürs allant de 20 ä 40,
L'analyse des residus sur le fichier source
quoique satisfaisante fait äppraitre des anomaiies
dans certains cas ; celles-ci ont plusieurs origine
s :
- La valeür du radio-sondage ä un instant donne
n'est pas toujours un bon indice du regime durant
la periode de preeipitations, notamment pour les
regions du Sud.
- La periode de releves des mesures quotidienhes
peut etre decalee selon les stations par rapport ä
la periode de preeipitations retenue et ne peut
conduire ä des distorsions.
- 11 est evident qü'üne ciassification sur le type
de regime ne peut definir completement la repartition
des preeipitations. Les piuies ou chutes de
neige sont fonction de bien d'autres parametres.
Tout ceci montre que si ces formules de regression
sont valables en moyenne, i l ne faut pas
perdre de vue qu'elles peuvent conduire ä des erreurs
de l'ordre de 20 mm dans certains cas, lors
de preeipitations fortes.
4. EN OPERATIONNEL
Le modele Utilise les formules de regression
obtenues lors de l'analyse decrite precedemment et
mises sur des fichiers semi-indexes etant le numero
de regime. Ainsi, le fichier operationnel comporte
18 söüs-fichiers cömposes chacuns des 51 formüles
de regression,
Les donnees du jour anaiyse (type de regime,
force du vent ä 700 MB et les preeipitations aux
quatre stations) sont introduites sous ia forme
d'une carte perfdree. Le programme selectiöhne automätiquement
le regime approprie et les formules
correspöndantes;, puis fournit pour chacune des 51
stations la väleur des preeipitations des 24 dernieres
heures.
Le listing de sortie dans un but plus pratique
schemätise une carte oü sont figures les principaux
lacs (Annecy, Aix les Bains, Serre-Poncpn)
et les frontieres. Les valeürs calculees sont automätiquement
positionnees ä leuir emplacement geographique-,
ce qui permet une anaiyse rapide des preeipitations
sur les Alpes Francäises, un caique oü
sont mentionnes les valiees et les massifs aidant
ä lä lecture du listing. Noüs donnons (Fig. 3) un
exemple de sortie de listing.
Li
Fig. 3

-266-
5. APPLICATIONS ET RESULTATS
Ce modele est operationnel depuis novembre
1977, Malheureusement, i l ne peut etre utilise
lors de regime d'Est ou de Sud-Est, regime de Lombarde,
ne donnant pas de preeipitations significatives
dans les stations de base. Les figures 4, 5
et 6 donnent quelques exemples de resultats et
montrent le cote fiable d'une teile methode quoiqu'assez
simple ä mettre en oeuvre.
a
4

-267-
551 .577.37(451 .2)
LE PRECIPITAZIONI BEL 6-10 OTTOBRE 1977 SULLA LIGURIA CENTRALE
IgnaziG Dagnino,Giuseppe Floechini,Carlo Palau
Istituto Geofisico dell'Universitä
Genova, Italia
Abstract. The very intense shower that in
the period October 6.1.0.1977 strikeda nar
row area of the Central Liguria and Pied
mont Appennines (high Valleys of the Or^ba
and Stura.) were examined.
Riassunto. Vengono illüstrate e discusse
le precipitazioni alluvionaii che nel periodo
6-10 Ottobre 1977 hanno interessato
una ristretta area della Liguria Centrale
e dell'Appennino Piemontese (alte valli
dell'Orba e dello Stura).
1. INTRODUZIONE
Nei giorni compresi fra i l 6 e il10 ot
tobre 1977 intense e violente precipitazioni,
che in certe ore del giörho 6 ässunsero
carattere alluvionaie, interessarono
parte della Liguria Centrale ed i l
versante padano dell'Appennino ligure-pie
montese; furono particolarmente colpite le
alte valli dell'Orba e dello Stura, nelle
quali si ebbero ingenti danni ma-teriali e
perdite di vite umane. Negli stessi gior
ni si ebbero precipitazioni alquahto eopiose
in Val Sesia e sul medio corso della
Dora Balt-ea.
Per' ragiöni di brevitä prenderemo in
considerazione nella presente nota sol.tan
tö le precipitazioni che hännö interessato
la prima area.
Per stabilire un confronto tra i dati
del 6 ottobre con quelli di preeedenti ca
si di intensa precipitazione effettueremö
dapprima un'analisi retrospettiva uti'lizzähdo
la serie pluviometricä di Genova.Ri
feriremo sui risultati di un'analisi della
precipitazione effettüata in base ai da
t i anemometrici di Genova e di Monte Capellinö.
Infine, in anälogia con altre analisi
danoi effettuate: Bossolasco ed AI., (1 971)
Dagnino ed AI., (1977), prenderemo in esa
me, in base all'Europaeiseher Wetterbericht
del Deutscher Wetterdienst, la circo
lazione atmosferica responsabile delle
precipitazioni, mettendone in risalto i
tratti piu significativi.
2. DISTRIBUZIONE PLANIMETRICA
In Fig. 1 sono rappresentate le isoiete
delle precipitazioni dei giorni cömpre
si tra i l 6 ed i l 10 Otto;bre 1977; esse so
no tracciate ad intervälli di 100 mm. Nel
la stessa figura con una linea tratteggia
ta e indicata la posizione dello spartiac
que. L'area di massimo apporto meteorico
interessa, come spesso avviene, principalmente
i l versante padano dell'Appennino con
un massimo assoluto nell'alta valle della
Orba (619 mm a Piancastagnä).
Le isoiete racchiudono un'area di forma
allungatä con andamento zonale e con una e
spansione verso SE, che comprende principalmente
la parte occidentale della cittä
di Genova
50
;3)
09h-6-X-77
09h-10-X-77
GOLFO D) GC/vo^
Flg. 1 :: isoiete delle precipitazioni del pe.
riodo 6-10 ottobre 1977
L'area interessa ca dalla massima precipitazione
e una delle piü piovose del versante
padano dell'Appennino ligure-piemontese:
la media pluriennale e dell'ördine di
1.500 mm.
Le precipitazioni che qui consideriamb
furono associate ad intensa attivitä tempo
ralesea, principalmente nelle ore di massi
ma intens!tä.. Tra i l 6 ed i l lOOttobre ' 77
anche le valli del Sesiä e della Dora Baltea
furono interessate da precipitazioni di
intens!tä pari a quelle verificatesi in Li
guria; citiamo qui soltanto alcuni massimi
in ordine decrescente: Oropa f6l4 mm.), Camasco
(593 mm); Sabbia (591 mm) Bo.ccioleto
(590 'mm), Cärcoföro (585 mm) e Poht Böze^
(.5.6:5 mm). Le precipitazioni rappresentate
in Fig. 1 furono la manifestäziöne culminante
in un lungo periodo di piogge sovrab
bondanti che ebbe inizio nel secondo semestre
1976: nei quindici mesi compresi tra
i l luglio 1976 ed i l settembre 1977, si eb

-268-
9?
150
^
Po
100
09h-6-X 77
09n- 7-X-77
^200
100
D' GENOME
Fig. 2: isoiete delle precipitazioni del
giorno 7. X.1977.
be a Genova un'eceedenza di precipitazione
di 848 mm rispetto alla corrispondente
media del periodo 1901-30. Tale eccesso
rende in parte conto del modo in cui le
precipitazioni in esame abbiano potuto e-
sal.tar.e i l regime dei corsi d'acqua della
zona, e. la loro capacitä e competenza,cau
sando numerose frane.
In Fig. 2 sonerirappresentate le isoiete
del giorno 7 ottobre 1977: essa mostra
che le precipitazioni rappresentate nella
figura precedente sono State, per lo piü,
almeno per quanto riguarda 1'area di massimo,
quasi esclusivamente dovute agli ap_
porti del giorno 7.
AI fine di eonfrontare i valori giorna
lieri di questa precipitazione cön i corrispohdehti
massimi osservati prec.edentemente
abbiamo. compilatö i l seguente prospetto
ih cui figur'ano i dieci valori piü
N.
d'ordine
1
2
3
4
5
6
7
10
Data
8.10.1970
25. 8.1842
6.10.1977
30.10.1945
19. 9.1953
8.11.1951
17.10.1872
20.10.1959
7.11.1951
5. 9.1961
(*)
Precip.ne(mm)
254.0
24,7.4
242.8
240.2
218.6
213.8
183,9
183,2
1 82,. 6
182.2
sco.relativi alle 24 h comprese. trale 09
del giorno precedente e le .09 del giorno
ihdlcato nel prospeito. La maggior parte
dei massimi appartlene ai mesi aütühhali
e soprattutto ad ottobrer cioe al massimo
autunnale di precipitazione. Ciö a causa
della particolare posizione che assumonoi
centri d'azione atmosferici ed alle carat
teristiche delle masse d'aria che vengono
messe a eontrasto.
11 massimo assoluto e relative all'8 ot
tobre 1970, i l valore immediatamente serguente
venne registrato i l 25 agosto 1842
e la precipitazione piü recente occupa i l
terzo poste. Se si corsi der ano i to.tali
giornalieri maggiori di 200 mm restahoeom
presi nel gruppo soltanto sei casi;cinque
dei quali appartengono al periodo tra i l
1945 ed i l 1977. Occorre qui rammentare
che la mässima precipitazione giornaliera
si ebbe a Genova i l 25 ottobre 1822, nel
corso' di un nubifragio che interessöi sob
borghi orientali della Cittä: Cati (1970).
Questo valore non si scosta molto da'quel
lo registrato a Genova-Bolzaneto i l 6. X.
1970: 769,2 mm, che costituisce i l 300 %
della pioggia registrata a Genova-Universitä
lo stesso giorno.
Nel prospetto che següe figurano i set
te valori massimi- registrati ogni ora nel
l'Osservatorio di Gehövä dal 1947 al 1977
unico periodo per i l quaie si dispone dei
valori orari. A fianco. di ciascuno, oltre
al giorno ed all 'nra di !=
Data
6,10.1977
31. 8.1965
8.10.1970
8.11.1951
11. 9.1953
5. 9,1961
8.10.1977
Prec./h
122.5
79.8
76-. 0
73.2
65.2
64.0
62,. 8
Ore
09- 10
21-22
14-15
10- 11
07-08
03-04
09-1.0
Prec/24h
242.0
101.7
254.0
213.8
218.6
182.2
156,3
%
50.64
78.47
2- 9.92
34.24
29. 83
3-5, 13
40,17
elevati appartehenti alla serie pluviometricä
di Genova-Universitä (1833-1977).
Le precipitazioni segnate nella terza
colonnä sono relative alle 24 ore cömprese
tra le 0 h e le; 24 h della data a fian
co'; fanno eccezione i düe totali in corri
spondenza delle date segnate con asteriindicato
anche i l totale giornaliero di
precipitazione ed i l rapporto percentuale
fra i l massimo orario ed i l corrispondente
totale giornaliero.
Risulta in primo luogö che l'intensitä
raggiunta dalla precipitazione tra le' 09
e le 10 del 7 ottobre 1977 e molto superiore
a quella relativa a casi preeedenti.
Inoltre essa rappresenta il, 50% del totale
giornaliero, e poco discosta dal välore
orario massimo registrato i l 13 agosto
1935 alla Centrale di Lavagnina (115 mm
tra le 07 e le 08) e molto prossimaaquel
la registrata a Genova-Bolzaneto.11 7 ottobre
1970 (120 mm tra le 23 e le 24),
Da una nota del registro meteorologico
dell'anno 1842 risulta che la precipi.ta -
zi one oraria i l 25 agosto dello stesso an
no raggiunse 96.6 mm, valore, che Occupe -
rebbe i l secondo posto nella tabella precedente
pur essendo molto discosto dälpri
mo. 11 secondo valore orario erelative ai
la precipitazione del 31' agosto 1,965 ed e

-269-
aiqüanto elevate poiche rappresenta i l
78,5% dei totale giornaliero, che e stato
relativamente basso (101.7 mm.). Le
precipitazioni del 6-7 ottobre 1977 furo,
no perciö eccezionali oltre che per i l to
tale complessivo anche per l'intensitä
con la quaie si manifestarono.
3. CONFRONTO TRA LE PRECIPITAZIONI DI GE_
NOVA E MONTE BAPELLINO.
Nei giorni compresi fra i l 5 e i l 10
ottobre 1977 le piogge registrate a Gene
va e Monte Capellinö, stazione situata a
circa 15 Km in linea d'aria da Genova,al
la quota di circa 640 m. s.l.m. edinpros
simitä del Crinale appenninico,, manife.-
starono i l carattere di precipitazione
"con inversione", poiche i totali registrati
nel primö Osservatorio superano
quelli registrati nel secondo, contraria
mente a quanto ayviene hormalmente.
Del piu grande interesse e la constatazione'
che nei giorni in esame, mentre
alle quote di 850mb e superiori ia, clrco
lazione atmosferica aveva andamento dai
quädranti B, al suolo manifestava anda -
mento. contrario con correnti provenienti
dai quädranti N. I i massimo orario di
precipitazione registrato a Genovä dal1,e
09 alle 10 del 7 Ottobre ebbe luogo con
pressione atmosferica deerescente rapida
mente, con vento da NNE in ambeduegli 0s
servatori e con notevole divario tra i
quantitativi dl precipitazione: 122.5 mm
contro 20.0 mm.
Nel prospetto seguente sono rlportati
i risultati della r. es tra indagine effettuata
prendendo in considerazione:le sole
ore in cui si ebbe pioggia in almeno
una delle due stazioni e tenehdö conto
della direzione del vento. Vennero esclu
si dal compute i casi in cui le direzioni
erano discordanti e le; registrazioni
incomplete; ciö ha comportato l'esclusio
Vento da Nord
Ge.
Mt. Cäp.
Ventö da Sud
Ge.
Mt. Cäp.
252.2 (22) 213.6 (25) 41.7 ( 9) 49.7(16)
51.0 ( 7) 42,4 ( 7) 0.4 ( 1) 1.2( 3)
303.2 (29) 256.0 (32) 42.1 (10) 50.9(19)
ne di circa i l 20% dei dati. Nel prosp'et
to vengono indicate tra pärehtesi le ore
di precipitazione e la prima rica e. rela
tlva alle ere con direzione del vento i^
dehtica helle due s.täziöni, mentre la seconda
riga e relativa. ai casi in cui in
una delle due stazioni vehne registrata
calma dl vento.
La quasi totali-tä delle precipitazioni
del periodo 5-10 ottobre '77 e awen^
ta con venti al suolo da Nord. 11 rappor
to tra le precipitazioni. di Monte Capellino/Genova
con venti da N e 0.84 edemol
to al di sct to del valore medio ^normale
(1.07).
Anche. i l rapporto fra i l numero delle ore
di precipitazione e inferiore al normale.;
al contrario con venti da Sud si sono avu
t i quantitativi di pioggia älquanto ridot
t i ed un notevole aumento dei rapporti fra
queste.: ciö in aecördo con quänto abbiamo
ac.certato nel corso di analisi effettuate
coh le Stesse modalitä in preeedenti casi.
4, CIRCOLAZIONE ATMOSFERICA
Alle ore. 0 del 5.X.'77, la situazione
meteorologica' al suolo e caratterizzat.a
dallä presenza di un'ampia e pröfohda depressione
(98 5 mb) centrata a S dellTslan
da e da un'area di alte pressiohi sul Mediterraneo,
sull'Italia e sui Balcani. Un
ampio settore caldo interessa grah parte
dell'Europa Centro-Orientale.
La depressione principale si estende in
quota fino a 200 mb e risulta collegata
cor. uh ampio trogolo ayente asse meridiano;,
i i quaie, dirlgendbsi. verso S lambisce
le coste oeeidental! della Penisolä I
bericä. L'alta pressione al suolo si e-
ster.ee in qüöta sölam'ente sull'Europa Cen
trale mentre: sul Mediterraneo essa nonrag
giunge la quota di 850 mb. A seguite di
tale configurazione barlca la nostra regione
e. soggetta a mederata circolazione
con andamento zonale. Durante i l giorno
la depressione principale si sposta rapidamente
a piü basse latitudini ed alle; o-
re 0 del 6.X. ' .//, risulta centrata in pros
simitä della Manica e dotata di un appana
tö frontale completo. lä situazione mete
orolögica äl, suolo alle 12 del giorno 6 e
riprodotta nella Fig. 3.
.11 fronte' freddo si e spostato a piü
basse latitudini ed interessa i l Beicio,
la Francia e, passando per la Penisola I -
bericä, si pretende verso l'Atlantico. La
area di alta pressione si e. spostata leggerr.cnte
verso levante ed una sua espän -
sione ricopre la Pianura padana ed a seguito
di eiö sulle Alpi Gentrgii sono pre
senti gradienti di pressione molto marcat
i . L'intera Europa centrale, rimane hell'ambito
di un enorme settore caldo.
Anche i l trogolo ih quota subisce üh
lento spostamento verso SSE estendendosi
dall'Islanda alle cöste äfrieäne., mentre
un getto di notevole consistenza (150-160
Km/h) centrato alla quota di 300 mb e con
direzione SW interessa l'Inghilterra e la
Normandia,
,A seguito dello spostamento deiia perturbazione
e della presenza del blocco sul
lä Pianura Padana lä curväturä del trogolo
aumenta notevolmente e la nostra regio
ne viene a trovarsi sotto 1'influsso :delle
correnti del ramo ascendente del trogo
lo.
Alle ore. 0 del giorno. 7 la depressione,

-270-
60N
SON
40N
IOW 10E 20E
Fig. 3: Situazione meteorologica al suolo
alle 12 ore del 6.X.1977 secondo l'Europaeiseher
Wetterbericht del Deutscher Wet
terdienst.
pur non approfondendosi, sl sposta legger
mente verso S; i l leggero spostamentoe de
vuto soprattutto all'azione dei blocco e-
sereitato dal cuneo di alta pressione sul
la pianura Padana.
Ih conseguenza dell' azione di blocco1a
eurvatura del trogolo aumenta ulteriormen
te ed i l getto interessa ora le Alpi Occi
dentali e la nostra regione permane sotto
1'influsso del ramb ascendente di questo.
Durante i l giorno 6 per—effetto delle
correnti sul lato discendente del trogolo,
che convogliano alle nostre latitudini
masse d'aria fredda di origine artica,
si ha un fortissimo raffreddamento troposferico.
(- 20 dam, geod.) in un'area quasi
circolare, centrata sulla penisela Ibe
rica, come si puö facilmente rilevare osservando
la carta della variazione della
topografia relativa a 500 + ;1000 mb del
giorno 7.
Alle Ore 0 del giorno 8 la depressione
al suolo rimane quasi stäziönaria ed i l
fronte freddo si sposta verso E, piü rapi
damente verso la Sicilia: disponendösilun
go i l meridiano e piü lentamente verso i l
Nord-Italia. a seguito della presenza del
cuneo di alta pressione, che durante i l
giorno si e ristretto alla Lombardia e Ve
neto mentre l'alta pressione ricopre l ' I -
talia centrale e meridionale.
Durante i l giorno 8 si ha i l cedimento
completo del blocco e la perturbazione at
traversa velocemente 1'Italia spostandosi
sull'Adriatico, come si puö facilmente r i
levare dall'esame delle carte sinbttiehe
alle ore 0 del 9.10.19/7.
se furono prevalentemente concentrate nei
giorni 6 e 7 durante i quali raggiühsero
punte di eccezionale intensitä.
L'esame della circolazione atmosferi
ca mette in risalto nötevoli analogie con
quanto Venne da nei accertato nell'analisi
di preeedenti casi dl precipitazione al
luvionale e cioe la presenza di:
. un'ampia e profonda depressione estendentesi
fino alle massime quote e cen -.
t-rata in prossimitä della Manica ed associata
ad uh apparato frontale completo
(ff + fc) cor. un settore caldo
molto ampio e tale da interessare molta
parte dell'Europa continentale;
. una dorsale ad E della perturbazione
principale capaee di esereitare un'ener
gica azione di blocco;
un'espahsiohe della predetta dorsale ver
so la valle Padana con forti gradienti
di pressione lungo l'arco alpino ed un
forte centrasto tra le masse d'aria appartenenti
ai settori cäldo efreddo del
la perturbazione.
Per quanto riguarda i l versante märittimo
dell'Appennino abbiamo eonstatato che,
la massima parte della precipitazione e av
vehüta coh eorrentl al suolo da N e che
queste correnti favorisceno le "ihversiohl
di precipitazione"; e ciö in aecordo
con quanto illustratö in ün nostro recente
Iavoro: Dagnino e AI.; (1977).
6. BIBLIOGRAFIA
H.BOSSOLASCO, I.DAGNINO, G. FLOCOHINI,1971
Ueber die Wetterlagen, die in den italienisehen
Alpen starke und ausgedehnte Niederschlaege
hervorrufen. Anh. d. Heteer.
Neue. Folge, 5.
L. CATI, 1970: L'evento ailuvionale del 7
-8 ottobre 1970 sui bacini del Leiro, Pol
cevera e 3i saeno. Ann. Idrologici, Parte
II., Genova.
I.,DAGNINO e AI., 1977: La circolazione'at
mosferica responsabile delle intense precipitazioni
del primo bimestre 1972 sulla
Italia Nord-Occidentale. Boll. Ass. Min,
.Subalpina, Anno XIV, n. 2.
I.DAGNINOeAl., 1977: Sulle preeipitazio
ni"inverse" in Liguria.(in corso di stam—
pa su "Riv. Met. Aeronautica." Roma).
CONCLUSIONI
Da quanto abbiamo brevemente esposto si
deduce che le precipitazioni del 6-i0 ottobre
1977 sull'Appennino Ligure-Piemonte:

-271-
551.577.13(234.322)
RÄUMLICH-ZEITLICHE VARIATIONEN DER ISOTOPENGEHALTE
RANDALPINER NIEDERSCHLÄGE
Willi Stichler und Andreas Herrmann
Institut für Radiohydrometrie der Gesellschaft
für Strahlen- und Umweltforschung mbH, München
Abstract The spatial distribution of isotope contents
in precipitation is studied by using a smail
catchment area (18.7 km^, 670-180! m a.s.l.) ät
the northern periphery of the Alps as a test field.
For this purpose, the influences of elevation,
horizontal distance and amount of precipitation
can be separated, and isotope contents are related
to the origin of air masses, These reiationships
are also confirmed by the discussion of seasonal
isotope Variation in precipitation at mean areal
altitude.
6Df/.
-!00
6D(*/..
I(°C)
Zusammenfassung Am Beispiel eines kleinen randalpinen
Ni ederschlagsgebiets (18,7 km^, 670-1801
m ü.NN) wird die räumliche Verteilung der Isotopengehälte
in Niederschlägen studiert. Dazu können
Einflüsse von Seehöhe, Hdrizohtaldistanz und
Niederschlagsmenge separiert sowie Zusammenhänge
zwischen Isotopengehalten und Luftmassen hergestellt
werden. Diese Beziehungen werden bei Betrachtungen
des Jahresgangs im Isotopengehält der
Niederschläge in mittlerer Gebietshöhe bestätigt.
1 , EINLEITUNG
Die Konzentrationsverhältnisse an stabilen
Isotopen in Niederschlägen ändern sich bei Verdunstungs-
und Kondensationsyorgängen infolge unterschiedlicher
Dampfdrucke der Mdleküiarten H2O,
HDO und H2*^Ö. So nimmt der Gehalt an schweren
Isotopen (Deuterium: D, Sauerstoff-18: *9o)+) in
einer Luftmasse z.B. bei fortdauernder Kondensation
ständig ab. Dieser Vorgang bewirkt u.ä. Anreicherungen
von D und *8Q mit wachsendem Abstand
von der Küste (Kontinentaleffekt) und mit steigender
Niederschlagsmenge (Mengeneffekt). Bei orographisch
bedingtem Aufsteigen von Luftmassen
tritt mit zunehmender Seehöhe eine Abnahme an
schweren Isotopen in den zugehörigen Niederschlägen
auf (Höheneffekt). Da ferner Isotopenfraktionierungen
Unter sonst gleichen Bedingungen mit abnehmenden
Temperaturen verstärkt werden, erfahren
Niederschiäge mit wachsender geographischer Breite
eine Abreicherung an schweren Isotopen (Breiteneffekt).
Ebenfalls temperaturbedingt zeigt sich
ein jahreszeitlicher Gang im Isotopengehält.
In Fig. 1 sind die D-Gehalte von Monatspröben
der auf dem Hohenpeißenberg (Oberbayern,
977 m ü.NN) gesammelten Niederschläge zusammen
mit den gewichteten Monatsmitteln 1971-1977 und
den entsprechenden Monatsmitteltemperaturen dargestellt.
Trotz auffälliger Abweichungen zwischen
Deuterium- und Temperaturganglinie in den Monaten
+) Der Isotopengehält wird als relative Abweichung
von einem internationalen Ständärd angegeben:
oD bzw, 6% = (^r°Y ,,, - ') '000 (Xo)
R(Standard)
Däbei ist R das Isotopenverhältnis von D/H bzw.
'&0/'6o für Probe bzw. Standard. Die Meßgenauigkeit
beträgt für

-272-
Tabelle 1. Charakteristische Kennwerte der untersuchten
Niederschlagsereignisse.
6D (H in N.
!.-]o.a./
H.-14.4.77
n.-22.4.77
).- 5,9,77
24.-27.1].77
29.1;74
S.- 6.3.74
'15,5/
47,5
ME:/
HF:
(nT7)
(!ls7)
mP
9.9/
10,9
10.6
11,!
-5,1
-4,2
-90,7
-6! ,6
-114,6 (-106,6)
-)77,7 (-164,4)
-104^9 (-101it)
Figur 2. Topographie des Lainbachgebietes mit Regenproben
(#)- und Schneepröben (*)-
Entnahmestellen.
Über das Untersuchungsgebiet sind ]6 Niederschlagsschreiber
verteilt, darunter drei Niederschlagswaagen
als Bestandteile von Klimastationen
in unterschiedlicher Gebietshöhe. Während der
winterlichen Schneedeckenperioden werden außerdem
an ca. 70 Aufnahmepunkten wöchentlich die Wasseräquivalente
der nesamtschneedecxen bestimmt!
3.] Regenni ederschläge
Fig. 3 sind die Isotopenverteilungen bei
den drei Regenereignissen zu entnehmen, wobei die
oD-Werte zwischen -50 Xo und -100 Xo variieren.
7Si5
9t 0
2,2 Niederschlagsuntersuchungen
Die dichte Instrumentierung bildet eine wesentliche
Voraussetzung für detaillierte Isotppenstudien
an Niederschlägen. Die folgenden Untersuchungen
basieren auf je drei Regen- und Schneeniederschlägen.
Charakteristische Kennwerte dieser
Ereignisse sind in Tab. ] zusammengestellt. Als
Niederschlägsereignisse werden auch durch niederschlagsfreie
Zeitabschnitte bis zü Tagen gekennzeichnete
Niederschlagsperioden gerechnet, soweit
ihnen läüt Witterungsberichten des Deutschen Wetterdienstes
eine spezifische Luftmassenkategorie
zugeordnet werden kann.
-790
* -975
-56.6
75.0
a;9
575
-60.8
-4% .
61.4
-81.9
^.61.5
83 5
947*
9

-273-
&DC/..1
Htm)
D(km)
Nimm)
Interpretationen von Isotopenvariationen in
Schneeniederschlägen werden durch die oben erwähnten
Konzentrationsänderungen nach ihrer Ablagerung
erschwert. Außerdem sind noch nicht endgültig geklärte
Isotopengehaltsunterschiede zwischen benachbarten
Freiland- und Waldschneedecken zu beobachten,
wobei letztere im D-Gehalt durchschnittlich
5-lOXö schwerer sind (Herrmann & Stichler 1978).
Solche Differenzen treten auch beim Niederschlag 4
auf, dessen 6D-Werte in Fig. 5 eingetragen sind.
Der Höheneinfluß mit 3Xo/100 m bewegt sich wiederum
in der oben genannten Größenordnung.
a-1072'
--;oo6
ms.: 'rHS.5
*-.!036 «-IP7.9
'-102 2
114.0
-1036
no.9
.0-1046
101.9
-107.3
"-I227
'-109.3
'-1079
108.8
.-116.2
.-101.7
Figur 4. Zusammenhänge zwischen Deuteriumgehalten
in Niederschlägen und Seehöhe (a), Horizontaldistanz
(b), Niederschlagsmenge (c).
Anhand der Niederschlagsaufzeichnungen läßt
sich für dieses Ereignis ein Durchzug der Niederschlagsfelder
in W-E-Richtung rekonstruieren. Bei
recht gleichmäßigem Niederschlagseintrag von ca.
50 mm und ähnlicher Niederschlagsdaüer von ca. 48
Stunden, aber Zeitverschiebungen des Niederschlagsbeginns
bzw. -endes von bis zu 3 Stunden über die
knapp 4 km lange W-E-Distanz des Gebietes zeichnet
sich eine horizontale, W-E gerichtete Änderung
im Isotopengehält ab. Die in Fig. 4b aufgetragenen
6b-Werte entsprechen den mit dem Höhenfaktor von
2,5 Xo/100 m korrigierten Meßwerten. Rechnerisch
ergibt sich eine Abnahme des D-Gehälts von
1,3 Xo / 1 km
in Zugrichtung des Niederschlagsfeldes bei r = 0,50.
Dieser Horizontaleinfluß ist, bedingt durch das
mäßige Fortschreiten der Niederschlagsfront, im
vorliegenden Beispiel extrem ausgeprägt. Er ist
nicht mit dem Kontinentaleffekt gleichzusetzen, der
wesentlich kleiner ausfällt (Eichler 1964).
Im Gegensatz dazu ist bei Konvektivniederschlägen
kein Horizontaleinfluß zu erwarten. Der
Höheneinfluß kann durch einen Mengeneinfluß überlagert
werden, so z.B. beim Niederschlagsereignis 1.
Bei kräftigen Regenfällen, verbunden mit Gewittertätigkeit,
wird eine ungleiche Niederschlagsverteiluhg
beobachtet. In Fig. 4c sind die mit dem Höhenfaktor
korrigierten oD-Werte gegen die Niederschlagshöhen
aufgetragen. Die Abnähme im Isotopengehält
errechnet sich zu
2 Xo / 10 mm
Zunahme der Niederschlagshöhe bei r = 0,63. Die
z.B. von Dansgaard (1964) genannten ^^o-Werte bestätigen
diese Größenordnung.
Diese Beispiele belegen, daß durch detailliertes
Studium der Isotopengehalte von Einzelniederschlägen
die großräumigen "Effekte" auch in
kleinen gebirgigen Gebieten meßbar sind. Sie werden
allerdings häufig durch nicht mehr separierbare
Einflüsse verwischt.
3.2 Schneeniederschlage
.-104.4
' -100.1
0-118.9
*-!2M
s*-93 7
'-H0.9
s '-102.2
113.7
* -108.2
-111.4
'-1098
*-'08J „.My
.-1026
o-1237
'"2 '
125 4 °..°-'2M
Figur 5. oD-Werte des Schneeniederschlags 4 (vgl.
Tab.l) an den Entnahmestellen ( o Freiland,
* Wald).
Mit dem Ereignis 5 liegt bei oD-Werten zwischen
-145 Xo und -190 Xo eine ungewöhnlich große
Variationsbreite vor (vgl. Fig. 7), ohne daß sich
allerdings systematische Zusammenhänge mit den genannten
Einflußgrößen abzeichnen.
Demgegenüber läßt das Ereignis 6 trotz mässiger
Variationsbreite im D-Gehalt von nur 10 Xo
eine gewisse Höhenabhängigkeit des Isotopengehalts
erkennen.
4. IS0T0PENGEHALTE VON NIEDERSCHLAGEN UND
SYNOPTISCHE BEDINGUNGEN
Für Isotopengehalte in Niederschlägen ist
außer der Kondensationstemperätur (jahreszeitliche
Variation) der Luftmassenursprung maßgebend, für
dessen Kennzeichnung der Deuteriumexzeß ( d =
6*D - 8 o*'8o) Anhaltspunkte liefert. In Fig. 6 und
Fig. 7 sind die ob-6^8o-Relationen der untersuchten
Niederschläge dargestellt. Die Geradensteigungen
entsprechen mit Werten um 8 der theoretischen
Erwartung für Kondensationsvörgänge. Im
einzelnen lassen sich die folgenden Betrachtungen
'anstellen.
4.1 Niederschlag 1 (Fig. 6)
Die o-Werte sollten gemäß der Jahreszeit etwas
höher liegen. Dem Witterungsbericht des Dt.
Wetterdienstes ist zu entnehmen, daß die Niederschläge
hauptsächlich aus gealterter maritimer Polarluft
stammen, die die Temperaturen bis zu 5°C
unter Norm absinken läßt. Allerdings deutet der
Exzeß d = +13 an, daß möglicherweise noch Luftmassen
anderer Herkunft ausgeregnet sind, z.B.
Tropikluft, die vor Beginn des Niederschlagsereignisses
vorherrschte.

-274-
-M -)3 -C -t! -!0 -9 6 D ("/..)
*6"b(°/..
. 50
stammen, die zwei Tage zuvor über das Mittelmeer
nach Bayern eingeströmt ist (Föhnvorgänge am 21.
November). Die mit Temperaturen bis zu 8°C unter
Norm sehr kalte Festlandsluft dürfte dabei als
auslösendes Moment gewirkt haben.
Figur 6.
6D-&
ge !
O-Relationen der Regenniederschlä-
- 3 (vgl. Tab. !).
4.5 Niederschlag 5 (Fig. 7)
Die o-Werte dieses Schneefalls bestätigen
die im Witterungsbericht angeführten abgeschwächten
polaren Luftmassen. Einflüsse der vorher vorherrschenden
Tropikluft können nahezu ausgeschlossen
werden. Die relativ niedrigen tf-Werte lassen
vermuten, daß es sich bei diesem Niederschlag um
ein Restkondensat der Luftmasse handelt.
4.6 Niederschlag 6 (Fig. 7)
Dieser Schnee ist laut Witterungsbericht
maritimer Polarluft zuzuordnen. Die

Die Niederschlagsproben wurden vom Teilpröjekt
A2-Wilhelm im Sonderforschungsbereich 8! an
der T.U. München und vom Deutschen Wetterdienst,
Meteorologisches Observatorium Hohenpeißenberg
zur Verfügung gestellt., wofür wir herzlich danken.
Für die Isotopenanalysen sei Fr. A, Olfmann, Frl.
A. Strunz und Hrn. D. Scharf gedankt, der auch die
Reinzeichnung der Abbildungen besorgte.
6. REFERENZEN
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Bd. 13, H. 1/2 (im Druck),

-276-
551.577.13(234.322)
DER ANORGANISCHE STICKSTOEFGEHALT IM NIEDERSCHLAG
EINES VORALPENGEBIETES.
Hans M. Keller
Eidgenössische Anstalt für das forstliche Versuchswesen
CH-8903 Birmensdorf
Abstract In a Valley of the northern prealps of
Switzerland the input of inorganic nitrogen In
precipitation is monitored during a 16 months
period (August 1976 - December ,1977) . The mean
weighted concentration for both NO^-N and NH^-N
is 0,31 mg/1, the total inorganic nitrogen input -
för the conditions of mean annual precipitation of
2000, mm - is estimated at 12.4 kg N per ha and
year. During Winter the concentrations are about
half of those observed in the summer. It is
possible that these seasonal trends stand in relation
to the winds from northerly directions in
the summer äs well as to the frequency of thunderstorms
.
Zusammenfassung In einem Tal der nördlichen Voraipen
der Schweiz wird während 16 Monaten (August
1976 bis Dezember 1977) der anorganische Stick-
Stoffeintrag im Niederschlag ermittelt. Die mittleren
gewogenen Konzentrationen betragen für NO^-
N und NH^-N je 0.3! mg/1. Der gesamte anorganische
Stickstoffeintrag - bei einem durchschnittlichen
Jahresniederschlag von 2000 mm - wird aüf
12,4 kg N pro hä und Jahr geschätzt. Im Winter
sind die Konzentrationen etwa halb so gross wie
in den Sommermonaten, Ein Zusammenhang mit den im
Sommer aus dem Nordsektor häufigen Winden sowie
mit der Gewittertätigkeit wird vermutet.
1. EINLEITUNG UND PROBLEMSTELLUNG
Die vorliegende Studie über den anorganischen
Stickstoffgehalt im Niederschlag wurde im
Rahmen eines forsthydrologischen Forschungsprojektes
durchgeführt, weiche's sich mit dem Eintrag
und Austrag gelöster Nährstoffe in Einzugsgebieten
unterschiedlicher Landnützuhg befasst. Die
Schätzung des anorganischen Stickstoffeintrages
im Niederschlag als Nitrat (NO^-N) und Ammonium
(NHg-N) steht dabei im Vordergrund. Die Witteruhgsabhangigkeit
des anorganischen Stickstoffeintrages
ist von Bedeutung für das ökologische Verständnis
des Nährstoffhaushaltes sowie zur Erklärung
kurz- oder langfristiger Schwankungen des
Eintrages. Die Kenntnis von Beziehungen zwischen
Eintrag und Witterung soll auch dazu dienen, die
Schätzung des Stickstoffeintrages aüf bessere
Grundlagen zu stellen.
Erhebungen über den anorganischen Stickstoff
eintrag sind mancherorts, durchgeführt und
publiziert worden. Die meisten beschränken sich
darauf die Messergebnisse wiederzugeben. Sö wurden
in den Bergen von New Hampshire (USA) mittlere
gewichtete Konzentrationen von 0.17 mg NH^-N/1
und 0.33 mg NO^-N/1 mit entsprechenden durchschnittlichen
jährlichen Stoffeihträgen von 2.2 kg
NH^-N/ha uhd 4.3 kg NO^-N/ha ermittelt (LIKENS et
al.1977). Die mittleren Jahresniederschläge liegen
bei 1300 mm. SWANK and HENDERSON (1976) haben
ähnliche Ergebnisse für das Walker Branch Gebiet
in Tennessee ermittelt: mittlere Jahresniederschläge
137Ö mm, Ammoniumeintrag 2.4 kg. NH -N pro
ha und Jahr, und Nit-rateintrag 4.6 kg NO^-N pro ha
und'Jahr, Für das Coweeta-Gebiet hingegen betragen
die entsprechenden Werte 0.5 kg NH^-N und
2,9 kg NO^-N pro ha und Jahr bei Jahresniederschlägen
von etwa 2100 mm. Unter extrem hohen Niederschlagsverhältnissen
(4500 mm/J.) hat ZEMAN (1975)
in Britisch Kolumbien (Kanada) Stof feinträge-von
0.5 kg NH^-N und 1.1 kg NO^-N pro ha und Jahr gemessen.
Diese Beispiele zeigen deutlich wie stark
variabel diese Eintragsgrössen sind und dass verallgemeinernde
Feststellungen nicht zulässig sind.
Ueber Zusammenhänge zwischen lonenkonzentration
im Niederschlag und einzelnen Witterungsparametern
hat GORHAM (1958) eingehend berichtet.
Im Lakedlstrict,Mittelenglands bei etwa 2000 mm
Jahresniederschlag beobachtete; er bei etwa 2 kg
NO^-N Eintrag pro ha uhd Jahr deutliche Abhängigkeiten
zur vorherrschenden Windrichtung, Windgeschwindigkeit
und Temperatur.
In dieser Arbeit geht es darum, den anorganischen
Stickstoffeinträg im Niederschlag in den
hydrologischen Forschungsgebieten im Alptal (SZ)
-sowie allfällige Abhängigkeiten von der Witterung—
zu ermitteln. Als beeinflussende Faktoren würden
Niederschlagsmenge, Gewittertätigkeit ünd Windrichtung
untersucht, Ah zwei Niederschlagsmessstellen
wurden Regen- und Schneeproben entnommen.,
während die übrigen Witterüngsdäten den Beobachtungsstellen
Einsiedeln und,Oberiberg der MZA
(Schweiz.Meteorölogische Zentraianstait) entnommen
wurden.
2. DAS UNTERSUCHUNGSGEBIET
Die beiden Niederschiägsmessstellen (3B und
9B, KELLER 1970, 1974) liegen im Alptal, SZ, auf
1060 bzw. 1180 m ü.M. und etwa 35 km südlich.der
Agglomeration Zürich. Die Station 3B liegt ca,
800 m nördlich des Dorfes Alptal, auf einer SE
orientierten mässig geneigten Grünfläche, welche
vor allem im N und S auf 1 bis 3 Baumlähgen vom
Wald abgegrenzt wird. Die Station 9B liegt cä.
900 m südlich Brünnl, auf einer mässig nach NW
geneigten Fläche, die vor allem im E, S und W
durch lockeren niederen Wäld abgegrenzt wird.
Beide Stationen bestehen aus einer schreibenden
Niederschlagswaage, einem Totalisator; einer
Schneemessstrecke mit Neüschneebrett sowie einem
Windwegmesser. Das Regenwasser wird mit einem
Künststofftrichter aufgefangen und durch einen
Schlauch in das gegen Wärmeeinwirkung im Boden
eingelassene Sammelgefäss geleitet. Die Entnahme
erfolgt meist wöchentlich. Während des Winters
werden die Neuschneeproben vom. Schneebrett abgestochen,
nachdem das Wasseräguivalent der Neuschneedecke
bestimmt worden ist. Die Neuschneeentnähme
erfolgt meist alle 14 Tage. Die an den
Messstellen aufgestellten Windwegmesser ergeben
durch manuelle Ablesung nur wöchentliche Mittelwerte
des Windweges (keine Windrichtung). Die
MZA-Stationen Einsiedeln (905 m ü.M. ca. 8 km

-277-
nördlich) und Oberiberg (1123 m ü.M. cä. 6 km östlich
der Messstellen) werden deshalb für Angaben
über Windrichtung sowie auch über Gewittertätigkeit
herangezogen.
Vom 26. August 1976 bis 20. Dezember 1977
sind an den Messstellen 47 bzw. 50 Proben entnommen
worden. Davon entfallen 10 auf Schneeprobenahmen
während des Winters. Da das Datenmaterial einen
beschränkten Umfang hat, sollen Resultate und Folgerungen
lediglich als Hinweise dienlich sein und
mit der entsprechenden Vorsicht für andere Gebiete
und .Zeitperioden angewendet werden.
3. METHODEN
Die mittels Kunststoff trichter und Sammelgefäss-
meist wöchentlich gesammelten Regenproben werden
entweder sofort auf NO^-N und NH^-N analysiert,
oder bis zürn Zeitpunkt der Aufarbeitung tiefgefroren.
Während der niederschlagsfreien Zeit wird der
Sammeltrichter immer offen gehalten, sodass sich
Staub aus der Luft darin absetzen kann. Mit dem
nachfolgenden Regenniederschlag werden diese Aerosole
in das Sammelgefäss eingeschwemmt. Die Proben
beinhalten deshalb den nassen und trockenen Anteil
des Eintrages aus der Luft.
Da die Proben nicht unmittelbar nach jedem
Niederschlagsereignis entnommen werden, mag die
Zeit bis zur Analyse Veränderungen der Wasserbeschäffenheit
zur Folge haben. Solche Fehler werden
nicht evaluiert. Durch den Wärmeschutz der Sammelflasche
im Boden wird lediglich versucht diese Fehler
minimal zü halten.
Die Zuordnung der Regenproben zu den Regenmengen
wird so vereinfacht, dass die Niederschlagsmenge,
welche auf dem Schreiber während der Sammelperiode
registriert wird, den Analysewerten zuge-4
ordnet wird. Es mag allerdings vorkommen,dass in
niederschlagsreichen Perioden das Sammelgefäss voll
ist, bevor sich die letzten Niederschiäge beigemischt
haben. Diesem Umstand wird in den Auswertungen
^ebenfalls keine Beachtung geschenkt.
Im Winter wird der Neuschnee vom Schneebrett
abgestochen, in Plastiksäcke verpackt und im Labor
entweder sofort geschmolzen und analysiert oder
tiefgekühlt aufbewahrt. Das Auftauen geschieht bei
Zimmertemperatur über Nacht, unmittelbar vor der
Analyse.
Schmilzt der Neuschnee vom Brett bevor der
Schnee gesammelt werden konnte, so bleibt keine
Probe für diese Zeit. Die entsprechende Niederschlagsmenge
wird dann der nächstmöglichen Probenahme
zugeordnet.
Die Stickstoffänaiysen werden wie folgt
durchgeführt: Die Wasserproben werden durch ein
gewaschenes 0.45 u Membranfilter filtriert. Die
NH^***-Bestimmüng geschieht colorimetrisch gemäss
der Reaktion nach BERTHELOT (1859) unter Verwendung
des möd. Azur-Testes. Die Summe von NH^+
und N0g* wird durch Reduktion- von NO^' zu NH^
mit Dewärdalegierung in alkalischem Milieu (MgO)
und anschliessender Wasserdampfdestillation, ermittelt
(vgl. BREMNER, 1965). Es folgt wieder der
möd. Azur-Test und der NO^-Gehält wird als Differenz
aus den beiden Bestimmungen berechnet.
4. ERGEBNISSE:
4.1 Der anorganische Stickstoffeinträg
An den beiden Messstellen haben sich im
Verlaufe des 16-monatigen Untersuchungszeitraumes
sehr ausgeprägte Variationen der Stickstoffkonzentration
im Niederschlag ergeben: Die wichtigsten
statistischen Merkmale sind in Tabelle 1
zusammengefasst. Der etwas höhere Stoffeintrag
bei 9B ist lediglich auf die grössere Niederschlagsmenge
zurückzuführen, da die gewogenen
mittleren Stickstoffkönzentrationen an den Messstellen
nur unwesentlich verschieden sind. Hingegen
ist der Anteil des Eintrags an NO^-N und
NH^-N ungleich. Der Eintrag von NH^-N ist bei
9B grösser, der von NO^-N dagegen Sei der Station
3B.
Der Unterschied zwischen den arithmetischen
und gewogenen Kohzentrationsmittelwerten ist beachtlich.
Es kömmt darin zum Ausdruck, dass mit
zunehmender Niederschlagsmenge eine Tendenz abnehmender
Konzentration zu erwarten ist. Dies
kommt auch in der Regressio'nsbeziehung zwischen
Niederschlag und Konzentration nach dem Ansatz
zum Ausdrück, wobei c die Stickstoffkonzehtratioh
in mg/1, P die Niederschlägsmenge: in mm, und
a,b die Regressionskoeffizienten.darstellen. Für
die Messstelle 3B sind die Resultate aus Tabelle
2 ersichtlich.
Tabelle 1: Der anorganische Stickstoff im Niederschlag
an den Messstelleh 3B und 9B
im Älptal vom 26.8.1976 bis 20.12.1977
3B
Niederschlagsmenge 2601 * (2121)^ 2852'** (2298)^
(mm)
Stoffkonzentration
(mg N/1; x, s, n)
Stoffeihtrag
(kg N/ha)
9B
NO^-N .350 .235 47 .340 .295 50
NH -N .381 .435 47 ,401 .474 50
4
N .731 .741
NO -N 8.4' (6.8)^ 8.3^ (6,4)^
1 2 1 - 2
NH^-N 7.6 (6,2) 9.3 (7.4)
N 16.0 (13.0)^ 17.6^ (13,8)^
Mittlere gewogene
Stoffkonzentration
(mg N/1)
NO^-N .322 ,291
NH -N .293 .327
4
N .615 .618
1) während der ganzen Messperiode
2) während des Kalenderjahres 1977

-278-
Tabelle 2; bie Ergebnisse der exponentiellen Kürvenanpassung
zwischen Niederschlag und
N-Konzentrationen im Niederschlag an
der Messstelle 3B im Alptal für die
Periode August 1976 - Dezember 1977.
3 4
n 47 47
r .180 .180
a .332 .317
b -.00281 -.00389
Obwohl der. Körreiationskoeffizient r sehr klein
ist, ist der Regressionskoeffizent.b der exponentiellen
Kurvenahpassüng von 0 signifikant verschieden,
sodass damit die Tendenz einer abnehmenden
N-Kohzentration mit zunehmendem Niederschlag nachgewiesen
ist. Dies ist auch von GORHAM (1958) und
GEORGII (1965) festgestellt worden.
Soll der N-Eintrag allein in Abhängigkeit der
Niederschlagsmenge.geschätzt werden, zeichnet sich
die grosse Variation der Konzentration in der
Schätzung unverändert ab. Für eine lineare Regression
zwischen Stoffeintrag und Niederschlagsmenge
lautet der Ansatz
SF = a + b.P (2)
2
wobei SF die Stoff-Fracht in mg N pro m , P der
Niederschlag in mm, und a,b die Regressionskoeffiziehten
sind. Für die Messstelle 3B sind die Ergebnisse
in Tabelle 3 zusammengestellt.
Tabelle 3: Die Ergebnisse der Regressionsbeziehungen
zwischen Niederschlag (mm) und
Stickstoff-Fracht im Niederschlag an
der Messstelle 3B im Älptal (August 76
- Dezember 77)
NO^-N NH.-N N
n 47 47 47
r .742 .724 .808
a -4,35 1,78 -7.10
b .405 .263 .741
Mit der Niederschlagsmenge kann für den Eintrag
von NOß-N 55 %, von NH^-N 52.% und von deren Summe
65 % der Varianz erklärt werden. Die Reststreuung
bleibt immer noch gross. Es wird deshalb schwerfallen,
den Eintrag im Laufe einzelner Niederschlagsereignisse
zuverlässig zu schätzen,
4.2 Windrichtung,. Gewitter ünd Jahreszeit.
Die anorganischen Stickstöffkonzentrationen
im Niederschlag ünd damit auch der Eintrag sind
raschen zeitlichen Veränderungen unterworfen. Um
dennoch ein Bild über die jahreszeitlichen Veränderungen
zu erhalten,sind in Abbildung 1 die
über 5, Einzelbeobachtungen gleitenden, Mittelwerte
des Niederschlages der N-Konzentration und des
mm N
mg N/rr^ mg N/l
125
—1
00 i,0
0,5
1\;
3
Windrichtung
-c 2
Tag im.Jahr 300
1976 1977
100
diu
200 300
Abbiidung 1: Gleitende Mittelwerte von Niederschlag (mm---) , N-Eintrag (mg N/m
und N-Konzentration
(mg N/1—- ) an der Messstelle 3B im Alptäl sowie Windrichtung und Gewitterhäüfigkeit

-279-
N-Eintrages dargestellt. Oie N-Konzentration zeigt
vor allem während des Sommers ein weit höheres Niveau
als die unregelmässigen Schwankungen im Winter
.
Um für diese jahreszeitlichen Schwankungen
mögliche Zusammenhänge andeuten zu können, sind
Windrichtung und Gewittertätigkeit ebenfalls angegeben.
Bei der Windrichtung handelt es sich um die
während des grössten Niederschlages der Einzelperiode
beobachtete Richtung. Es ist der Mittelwert,
der an den Stationen Einsiedeln und Oberiberg
beobachteten Windrichtungen, Als Index für die
Gewittertätigkeit wurde die Summe der Nah- und
Ferngewitter während der Messperiode herangezogen,
wiederum als Mittel der oben erwähnten Stationen.
Die in den Sommermonaten beobachtete höhere
gewogene N-Kpnzentration deckt sich zum grossen
Teil mit der Zeltperiode der grössten Gewittertätigkeit.
Während Zelten relativ niedriger N-Konzentrationen
herrschen die Winde aus dem Sektor
SE bis SW vor, während bei höheren.N-Konzentrationen
vor allem die Winde aus Richtung NW bis NE
beobachtet werden. Es lässt sich vermuten, dass
Gewittertätigkeit sowie Luftmassen aus nördlicher
Richtung,also aus Regionen starker Besiedelung,
eine Erhöhung der Stickstoffkonzentration vor
allem in den Sommermonaten bewirken, während wenig
Gewitter, Winde aus südlicher Richtung und
somit aus Gebirgsgegenden, die naturgemäss wenig
besiedelt sind sowie winterliche Verhältnisse,
eher mit niederen anorganischen N-Könzentrationen
in Zusammenhang gebracht werden können.
Dieses ausgeprägte jahreszeitliche Verhalten
wird mittels der Doppelsummenkurve in Abbildung 3
weiter verdeutlicht. Eine stets gleichbleibende
Neigung dieser Doppelsummenkurve würde eine unverändert
gleiche N-Konzentration bedeuten. Hingegen
kann Anfang März (62. Tag) eine deutlich steilere
Gerade beobachtet werden, die Ende August
(242, Tag) wieder flacher wird. Wenn wir diese
Perioden einem Winterhalbjahr und einem Sommerhalbjahr
zuordnen wollen, betragen die entsprechenden
mittleren N-Konzentrationen 0.436 bzw,
0.826 mg/1, im Sommer also fast doppelt so viel
wie im Winter.
mg N/m
2000
1500
Die entsprechenden mittleren gewogenen Konzentrationen
für NO -N und NH,-N sind in Tabelle
3 4
4 zusammengestellt.
Tabelle 4: Die saisonalen N-Konzentrationen an den
Stationen 3B und 9B im Alptal, ermittelt
mit der Doppelsummenkurve.
mg N/1
mg NO^-N/1
mg NH^-N/1
Winter 1976/77 Sommer 1977
.436
.204
.232
3B 9B 3B 9B
.451
.177
,-274
,826 .825
.445 .394
.381 ,431
Das Verhältnis zwischen NO--N und NH -N ist im Win-
3 4
ter nicht gleich wie im Sommer. Während NH^-N im
Winter überwiegt, ist es NO -N im Sommer. Dieses
unterschiedliche Verhalten Iässt sich mit dem hier
vorhandenen Beobachtuhgsmaterial nicht weiter erklären.
4.3 Oertliche Unterschiede
2000 r
5
1500 -
1000 -
Die beiden Messstelleh 3B und 9B liegen etwa
4.2 km voneinander entfernt. Die mittleren jährlichen
Niederschlagsmengen an der Stelle 9B sind
meist zwischen 5 bis 15 % über den Werten von 3B,
Die in Abbildung 2 dargestellten Summenkurven des
Stickstoffeintrages an den Stationen 3B und 9B
zeigen nur unwesentliche Unterschiede. Auch die
mittleren Sommer- und Winterkonzentrationen (siehe
Tabelle 4) deuten auf keine wesentlichen Unterschie-
600-
9. Sept. 76 s
0,436 mg N/l
3. März 77
.826 mg N/l
500 1000 1 500 2000
Niederschlagssumme (mm)
30. Aug. 77
2500
Abbildung -3: Dpppeisummenkurve des N-Eintrages und
des Niederschlages an der Messstelle
3B im Alptal für die Beobachtungsperipde
1976-1977.
1000
500
9 B
9 B
de zwischen den Messstellen hin. An der Station
9B werden allerdings im Sommer wie im Winter beim
NH.-N höhere Konzentrationen beobachtet als beim
4
NO^-N. Die Vermutung,-dass die Gewittertätigkeit
im Räume der Stelle 9B grösser Ist als bei 3B,
lässt sich durch unser Datenmaterial aber nicht
nachweisen.
3Q0 100 200
300
1976 1977
Tag im Jahr
Abbildung 2: Die Summenkurven des N-Elnträges (mg
N/m.2) an den Stationen 3B ünd 9B im
Alptal (1976-1977).

-280-
5. ZUSAMMENFASSUNG UND EOLGERUNGEN,
Die Erhebungen der anorganischer. Stickstoffkonzentratioheh
im Niederschlag während einer 16-
monatigen Beobachtungszelt , aufgeteilt in 50 Elhzelperioden,
haben mit der Niederschlagsmenge gewogene
Mittelwerte ergeben (Tabelle 1), die für
die Schätzung des jährlichen Stoffeintrages verwendet
werden. Für die Berechnung saisonaler öder
sogar monatlicher Stoffeinträge, müssen die saisonalen
Schwankungen berücksichtigt werden. Für die
Schätzung des Stoffeintrages sind deshalb die Regressionen
nach dem Ansatz (2) für die Monate
Oktober bis März und April bis September,an der
Stelle 3B getrennt,ermittelt worden (Tabelle 5).
Tabelle 5: Die. Regressionsbeziehungen zwischen Niederschlagsmenge
(mm) und Stickstoff-rEintrag
für Sommer (April-Sept.) und Winter
(Oktober-März) .an der Messstelle 3B im
Al'ptal.
N0„-N NH -N N
So Wi So Wi So Wi
25 22 25 22 25 22
.947 .435 .904 .561 .963 .554
-8.652 5.016 2.278 2,389 -6,374 7.386
,612 .121 .352 .154 .964 .275
Für die Sommermonate hat die .getrennte Berechnungsweise
'eine starke Reduktion der Reststreuung
(vgl. Tabelle 3) ergeben. Für Nitrat und Ammonium
beträgt die nicht erklärte Varianz in den
Sommn.rmnnntpn weniger als 2f) %, für den gesamten
anorganischen Stickstoff sogar nur 7 %, Eine Berechnung
des sommerlichen Eintrages auf dieser
Grundlage scheint daher mindestens für die beobachtete
Periode gerechtfertigt. Anders sieht es für
den winterlichen Eintrag aus. Die nicht erklärbare
Varianz liegt bei 70 %, d.h. dass Niederschlagsmenge
und Winterhalbjahr nur 30 % der Varianz des Eintrages
erklären. Ob hier noch messtechnische Probleme,
weitere Witterungselemente,wie z.B. kurzfristige
TemperaturSchwankungen, oder hier nicht erwähnte
Parameter eine Rolle spielen, muss: in zukünftigen
Untersuchungen festgestellt werden. Ebenso bedürfen
die hier vorgebrachten vermuteten Zusammenhänge
einer- Ueberprüfung. Dies erfordert jedoch
nebst Fortsetzung der bisherigen Probenähmen auch,
eine intensivierte Beobachtung der lokalen Wlhdund
Gewitterverhäitnisse,
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Für die Mithilfe bei den Feld- und Auswettearbeiteh
sei Herrn W. Hofstetten; für die saubere
Ausführung der Laboruntersüchuhgen Herrn P. Weibel,
bestens gedankt.
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Institut Royal Meteoroiogique de Belgique.
Abstract. In this paper the synthesis is made, at the point of
view of the methodology as well as of the results, of the search
for the distributions of the maximum intensity of precipitation
during time intervais varying from 5 min to 24 hours and of the
maximum duration of precipitation in Belgium.
At Uccle (Brusseis) the distribution function of the
annual maximum intensities is a double expönential law compie^
tely determined by the mode, ordinary for time intervais up to
30 min, logarithmic for more than 60 min and intermediate between
30 and 60 min. Moreover, the logarithm of the mode is
found to be a linear function of the logarithm of the time interval.
The monthly laws are log-normal for the time intervais
of 1, 10 and 60 min and of 24 hours and the fractiles for
intermediate intervais are computed by linear interpolation betr
ween the logarithms ofthe intensities andof the time intervais.
The extension to the stations of the Belgian network
is made through a law of proportionality between the intensities
and the corresponding monthly or annual rainfall normals. It
follows that the smallest values ofthe maximum intensities occur
in the westem part of the coastal region and the largest ones, on
the south-eastern heights; the latter reach about the double of
the former.
The monthly maximum of the duration of precipitation
at Uccle, given by a Hellmann rainfall recorder, follows also
a log-normal distribution and the law of the annual maximum
has been derived by using the law of the composition of independent
probabilities. For Belgium, it may be assumed that in the
coastal region, the durations are about 20% smaller than in the
central part ofthe country, but that onthe south-eastern heights
the durations are 40% Iarger.
Resume. On fait la synthese, tant du point de vue methodologique
que des resultats obtenus, de la recherche des lois de repartition
de l'intensite maximale des preeipitations dans des intervalles
de temps s'echelonnant de 5 min a 24 h et de la duree
maximale des preeipitations en Belgique. A Uccle (Bruxelles),
la fonction de repartition du maximum annuel des intensites est
une loi doublement exponentielle completement determinee par
le mode, ordinaire pour des intervalles de temps jusqu'a 30 min,
logarithmique au delä de 60 min et mixte entre 30 et 60 min.
De plus, le logarithme du mode est une fonction lineaire du logarithme
de l'intervalle de temps.
Les lois mensuelles sont des lois log-normales pour
les intervalles de temps de 1, 10 et 60 min ainsi que de 24 h et
les fractiles pour les intervalles intermediaires ont ete obtenus
par interpolation lineaire entre les logarithmes des intensites et
des intervalles de temps.
L'extension aux stations du reseau beige a eie faite
grace a une loi de proportionnalite entre les intensites et la normale
de la cote pluviometrique mensuelle ou annuelle correspondante.
Le maximum mensuel de la duree des preeipitations
a Uccle, d'apres un pluviographe de Hellmann, suit egalement
une loi log-normale et la loi du maximum annuel a ete deduite
des lois mensuelles par application de la loi de composition
des probabilites independantes. Pour la Belgique, on peut admettre
que dans la region cotiere, les durees sont inferieures d'environ
20% aux durees observees dans le centre du pays, mais que sur les
plateaux du sud-est, ces durees sont superieures d'environ 40%.
1. INTRODUCTION
L'amenagement des systemes hydrauliques doit
dans la mesure du possible etre coneu pour supporter les debits
les plus eleves des eaux pluviales susceptibies de se produire. Ceci
est vrai pour l'architecte qui doit prevoir l'evacuation de l'eau
recue sur le toit d'une maison, comme pour l'ingenieur hydraulicien,
dans le cas d'un chantier ou du reseau d'egouts du quartier
d'une ville ou encore pour l'hydrologue, lors de l'etude des lames
d'eau recues par le bassin versant d'une riviere. Ii est clair aussi
que selon le cas les intervalles de temps critiques pour lesquels
les debits doivent etre calcules seront differents Selon le probleme
considere; c'est la raison poür laquelle pour pouvoir repondre aux
demandes des utilisateurs convient-il de s'attacher a caracteriser
l'intensite des preeipitations en Belgique pour des intervalles de
temps s'etendant de facon continue de 1 min a 24 h.
Comme la duree des preeipitations est un autre
eiement perturbateur de certaines activites humaines, sa connaissance
est egalement utile a la conception des strategies les plus
favorables ä ces activites.
Du point de vue meihodologique les techniques utilisees
sont : 1) l'ajustement de lois de probabiiite dans le cas ordinaire
avec test d'adequation, ainsi que dans le cas de series en
correlation, apres s'etre assure du caractere aleatoire simple des
series, 2)l'application de la methode des moindres carres avec
tests de significatton appropries, soit pour etablir les relations
qui lient les intensites aux intervalles de temps correspondants,
soit pour obtenir la meilleure representation des variations
saisonnieres des parametres des lois de repartition (anaiyse harmonique
selective), toutes methodes qui se trouvent decrites
dans [1].
2. Le maximum annuel de l'intensite des preeipitations [2]
Les series utilisees pour l'etude de l'intensite maximale
des preeipitations a Uccle sont Celles du maximum annuel
de la cote journaliere de 1901 a 1972, Celles du maximum annuel
de l'intensite des preeipitations en 1, 10 et 60 min de 1938 a
1972 et Celles du maximum annuel de l'intensite des preeipitations
en 20 et 30 min ainsi qu'en 2 h et 6 h de 1956 a 1972, ces intensites
etant tirees des enregistrements fournis par un pluviographe
de Hellmann.

-282-
Pour le pays, on a retenu le maximum annuel de
la cote journaliere de 1951 ä 1974 de quinze stations du reseau
pluviometrique et le maximum annuel des preeipitations en 10,
20, 30 et 60 min, ainsi qu'en 2, 6 et 12h de seize stations du reseau
hydrologique.
La recherche des lois de repartition a ete effectuee
en ajustant des lois de repartition doublement exponentielles
definies par la loi de repartition : F(M) = exp (- e*") , l'intensite
x etant li&a la variable reduite M par la relation : x = ^ + PM
(loi ordinaire ou directe) ou logx=^ + PM (loi logarithmique).
La loi logarithmique a deja ete etablie dans [1]
pour le maximum annuel de la cote journaliere.
Pour les autres lois, la comparaison des probabie
lites que l'un ou l'autre type de loi assigne a la plus petite et a la
plus grande des valeurs des series d'observations et celle des
correlatiomque l'on constate entre les series en adoptant chaque
type de loi montre que jusqu'a 30 min, on peut adopter des lois
directes, qu'au dela de 60 min les lois sont logarithmiques et
qu'entre 30 min et 60 min une Solution mixte peut etre adoptee.
Cela etant, les premieres estimations de jH et de
o ont ete ceiies qui prennent en compte la correlation qui lie
les senes les plus cöurtes aux series les plus longues, ceci afin de
reduire au maximum l'erreur d'estimation.
La loi generale a ensuite ete obtenue en postulant
la constance du rapport p/jtt pour les lois directes et la constance
de p pour les lois logarithmiques ceci afin d'assurer la croissance
des fractiles en fonction de rintervalle de temps, tandis que l'analyse
des estimations de log % des lois directes et de p des lois
logarithmiques a fait ressortir l'existence d'une relation lineaire
avec le logarithme de l'intervalle de temps.
Dans ces conditions si t est l'intervalle exprime
en minutes et si on pose :
^=47,813(t)°'^ (1)
le fractile d'ordre P= exp (- e""P) du maximum annuel de l'intensite
maximale en min est fourni en 0,1 mm par la relation :
xp=/A, (l+0,3109 Mp) (2)
lorsque t < 30 min et par la relation :
.Mp
*p=A60min.
Pour les intervalles de temps intermediaires, ön
a adopte des moyennes ponderees des valeurs fournies par les
relations (2) et (3).
Pour l'extension des lois (2) et (3) au pays entier
les donnees des stations retenues ont ete divisees par la normale
pluviometrique annuelle et l'on a montre que l'hypothese de
moyennes et de variances egales pour les series ainsi obtenues
peut etre aeeeptee pour un meme intervalle de temps, ce qui assure
la proportionnalite des intensites maximales aux normales
correspöndantes.
3. Le maximum mensuel de l'intensite des prgcipitations [3]
Les series d'observations qui ont ete soumises a
l'analyse statistique sont ici Celles du maximum mensuel de la
cote journaliere, de 1901 a 1976, et Celles du maximum mensuel
des intensites des preeipitations en 1,10 et 60 min d'apres les
enregistrements au pluviographe de Hellmann de 1938 a 1976.
Une discussion s'appuyant sur le test de normalite
de d'Agostino et sur la probabiiite assignee par les lois ajustees
aux plus grandes valeurs de chaque Serie permet de conclure
ä l'adequation de loi log-normales pour representer les repartitions
de frequences observees.
En outre, une anaiyse harmonique selective montre
que la premiere composante harmonique suffit pour donner
la Variation saisonniere tant du parametre de position que de celui
du parametre d'echelle. L'interpolation lineaire de ces parametres
en fonction du logarithme des intervalles de temps a ensuite
ete utilisee pour caracteriser les lois de repartition des intensites
maximales pour un intervalle de temps quelconque. De
la sorte, l'ecart type de l'erreur qui affecte les fractiles obtenus
reste selon le cas de l'ordre de 3 a 6% a la mediane et de 8 a 10%
pour le maximum seculaire.
Les resultats trouv^s pour le maximum annuel
laissent supposer que l'extrapolation aux stations du reseau pluviometrique
peut se faire ici de la meme maniere.
4. La duree maximale des preeipitations [3]
L'etude prote ici sur les durees des episodes pluvieux,
etablies de 1961 ä 1975, d'apres un pluviographe de Hellmann.
La meme anaiyse qu'au §3. conduit aussi al'adoption de lois
log-normales pour representer la repartition du maximum mensuel
de la duree des preeipitations. De plus, une anaiyse harmonique
selective, montre que la Variation saisonniere se reduit egalement
a celle donnee par la premiere composante harmonique et
1' ecart-type de l'erreur d'estimation finale qui reste attachee aux
fractiles atteint de 6% ä la mediane a 8% aü maximum seculaire.
Enfin, les fractiles du maximum annuel ont ete calcules en application
de la loi de composition des probabilites (independantes)
fournies par les lois mensuelles.
Pour le pays, on note qu'il ressort d'une statistique
publiee dans [4] que l'ensemble des durees des preeipitations
se repartissent dans chaque Station selon une loi exponentielle,
—cn-qui pprmpt d'f-n rl4dnir

-283-
Tableau 2. Durees maximales des preeipitations a Uccle. (en h)
7/ 2 100
Janvier 7,6 21,7
Juillet 5,1 14,5
Annee 13,2 26,9
6. Bibliographie.
[l] R. Sneyers, — Sur l'analyse statistique des series d'observations.
OMM. Note Technique n° 143, Geneve,
1975.
[2] R. Sneyers, — L'intensite maximale des preeipitations en
Belgique, Inst. R. M6t. de Belgique, Pub. B.
n° 86, i977.
[3] R. Sneyers, — L'intensitä et la duree maximales des preeipitations
en Belgique,OCDE, Symposium 1978
sur le drainage des routes, Berne, 22-24 mai 1978.
[4] A. Bodeux, — Les principales caracteristiques des preeipitations
a Coxyde, Melsbroek et Saint Hubert,
(1952-72), inst. R. Met. de Belgique, Mise. B.
n° 29,1974.

-284-
551.577.2:551.588.2(495)
L'INFLUENCE DE L'OROGRAPHIE DE L'EUBEE ET DU PILION (GRECE)
SUR LA DISTRIBUTION DES PRECIPITATIONS
Panagiotis Maheras
Universite de Thessaloniki
Thessaloniki, Grece
Abstract. In this paper we discuss the orographie
effect of Mt Pilion and the island of Euboea on
the distribution of precipitation. We give first
a general view of the rainfall regime on the two
faces, the maritime "windward" side, and the Continental
"leeward" side. We then proeeed to the
analysis of relative frequencies of daily precipitation,
classified as light rains, moderate, heavy,
very heavy, rainstorms and heavy showers, and torrential
showers'; we also anaiyse the corresponding
yields. Finally, we attempt to interpret the results
obtained, from the geographic, synoptic and
aerological point of view.
Resume. Cet articie met en question l'influence de
l'orographie du Pilion et de l'Eubee sur la distribution
des preeipitations. D'abord on donne une
vue d'ensembie sur le regime des preeipitations
tombees dans les deux facades, i'une maritime "au
vent", l'autre continentale "sous le vent".11 suit
une anaiyse des frequences relatives des preeipitations
journalieres classees en piuies faibles,
moyennes, fortes, tres fortes, orages et fortes a-
verses et averses torrentielles, ainsi qu'une anaiyse
des apports correspondants. On termine avec
un essai d'interppetation des resultats obtenus
sous les points de vue geographique, synoptique,
-et aörolegique.
1. LES DONNEES GEOGRAPHIQUES
Quelle est cette orographie? 11 s'agit de la
zone centrale de l'orographie cotiere de la peninsule
Hellenique constituant la Grece continentale.
VOL
tST
L'Eubee est extremement montagneuse au
point que Dirphys, plus haut sommet de l'lle,eleve
sa pyramide ä 1743m ä moins de 5km de la cSte. Le
relief, qui s'etire de NW ä SE, represente un
massif difficilement penetrable aux flux dominant
de NE (Carlot, 1968).
Les Sporades ont des reliefs moins aceüses
(Skiathos 425m, Skopelos 680m, Skyros 792m).
2. LES DONNEES STATISTIQUES
Aucune Station d'altitude ne fonctionne
pas dans cette region. Seuls les chiffres des stations
situees au niveau de la mer sont disponibles.
La periode choisie est celle de 1961-1975, periode
ä laquelle le plus de renseignements etaient disponibles
et ce, de fagon la plus coherente possible.
Les renseignements de cinq stations principales
seront utilises. Trois comme stations situees
"au vent" (Skopelos, Kymi, Skyros), deux comme
stations "sous le vent" (Volos, Chalkis). Une
Station auxiliaire encore sera utilisee (Istiaia).
3. REGIMES PLUVIOMETRIQUES ET INTENSITES
JOURNALIERES
T.'HTi^lyKp qn^ nmiR proponons, prend comme
point de depart les donnees journalieres des preeipitations
de la periode consideree. Le classement
par tranches, selon le modele presente par Ch.
Peguy (1968), nous a permis de calculer les frequences
de chaque tranche et leurs apports en chiffres
absolus et relatifs ä la moyenne mensuelle.
En outre, on a caicuie la hauteur journaliere mediane,
les deux quartiles ainsi que les parametres
de dispersion relative, ä savoir l'intervalle interquartile
I = Qg-Q^.
La dissymetrie pluviometrique engendree
par l!orographie du Pilion et de l'Eubee est bien
nette (Fig.2, Tableau 1). Mais le rSle de l'orographie
ne se limite pas a ce seul aspect quantitatif
moyen. 11 se repercute egalement sur les regimes
aiasi que sur les intensites journalieres.
3.1 Les regimes moyens
Figure 1. L'orographie de l'Eubee et du Pilion.
Elle est baignee pär la mer Egee. Tres rectiligne
et peu decöupee, precedee d' une guirlande d''iles,
ä une orientation generale de NW ä SW (Fig.l). On
distingue : L'orographie du Pilion, l'orographie
de l'Eubee, et enfin celle des lies Skiathos, Skopelos
, Skyros.
Du Nord au Sud s'eleve la chalne du Pilion
(1551m) qüi s'abaisse progressivement vers le Sud.
Cette chaine est pärticulierement abrupte.
Envisages sous un angle qualitatif, les regimes
moyehs presentent une variete relative. La
Station dont le regime est le plus simple (un maximum
et un minimum) doit tout d'abord retenir notre
attention. 11 s'agit de la'Station de Skyros; le
maximum se localise en Janvier et la saison pluvieuse
s'etend sur six mois (d'Octobre ä Mars). La
secheresse commence en Avril et dure jusqu'a Septembre.
Le maximum moyen se situe en Juillet.
Ehvisageons cette fois, ies stations de Kymi
et de Skopelos. La aussi, Juin, Juillet et Aoüt
sont les mois les plus secs. Le minimum moyen se
rencontre partout en Aoüt. La saison de forte piuviosite
dure de Septembre ä Mars (7 mois).La phase
d'exaltation pluviometrique la plus importante se
situe en hiver (Decembre, Janvier, Fevrier et Mars)
que l'on peut qualifier de veritable saison pluvieuse,
parfois paroxysmale. Le maximum moyen mensuel

-285-
apparait partout en Janvier. Les mois d' Avril et
de Mai sont tres peu pluvieux par rapport aux mois
precedents. Iis appartiennent plutot ä.la saison
seche, car la pluie qui tombe en Mars est de 3 ä 4
fois plus forte qu'en Avril ou en Mai. Les piuies
Sur ces stations, par leur repartition, mais surtout
par leur volume global, montrent l'originalite
ciimatique qui ne se rencontre guere au-delä de
cette facade. Pour oomprendre encore mieux cette
originalite, nous allons etudier les regimes pluviometriques
des stations situees "sous le vent" :
Chalkis et Volos. La premiere de ces stations se
trouve en arriere de la chalne montagneuse de l'Eubee;
la seconde en arriere du Pilion. Ces conditions
geographiques sont en accord avec les dissymetries
pluviometriques que l'on peut trouver d'une
part entre Kymi et Chalkis,d'autre part entre Skopelos
et Volos: tendance ä la secheresse et changement
du regime des stations qui se trouvent "sous
le vent".
11.6 - 19.5 mm piuies tres fortes
19.6 - 29.5 mm orages et fortes averses
> 29.5 mm averses torentielles
A l'echelle annuelle dans toutes les stations,
les piuies faibles sont les plus nombreuses.
Les frequences relatives montrent (Tableau 2) la
superiorite des stations situees "sous le vent"
(Volos 39%, Chalkis 53%) sur les autres situees
"au vent"(Kymi 30%, Skyros 37%). Ces piuies tres
frequentes, entrent moins de 10% dans la composition
de la lame d'eau annuelle; Kymi est pärticulierement
defavorisee (3%).
Les piuies moyennes sont nettement moins frequentes,toujours
inferieures ä 16%. Leurs apports
sont pourtant superieurs ä ceux de piuies faibles.
Les piuies fortes n'ont pas une distribution
des frequences tellement differente. Ces piuies
Stations
TABLEAU 1 : Preeipitations moyennes mensuelles.
F M A M J J A S
Volos
Kymi
Skopelos
Skyros
Chalkis
Istiaia*
45.9 37. 50.1 25.0 39.1 26.3 16.5 10.9 30. 49.3 49.7 49.5 430.!
189.4 166,5 117. 42.9 26.1 20.7 20.9 19. 56.5 98.9 92.2 172,6 1023.7
159.4
100.2
59.0
105.3
118.2
67.7
41.8
72.6
88.2
60.4
41.9
70.1
41.2
22.1
26.1
45.0
36.5
20.2
21.3
35.0
26.3
'5.3
10.8
28.6
25.8
3.9
5.9
9.3
22.2
8.8
10.6
11.5
58,9
19.2
21.3
22.7
107,1
47.3
60,6
96.1
74.8
65.1
63.7
104.7
149.9
86.0
53.8
130.5
908.3
506.2
416,9
731.4
*Periodes : 1932-1940 et 1959-1956
. A Volos le maximum apparait en Mars; les mois
d'Octobre, de Novembre et de Decembre sont aussi
pluvieux que Mars. L'automne est plus arrose que 1'
hiver. 11 y a donc un changement du regime pluviometrique.
On voit que ia courbe pluviometrique a
perdu la simplicite du regime des autres stations
5t eile apparait plus complexe; le minimum se situe
en ete (Aoüt), mais i l y a encore deux minimums secondaires,
tout comme deüx maximüms secondaires,
Pratiquement la piuviosite ne change pas beaucoup
de Septembre en Mai^ etant d'ailleurs tres moderee
foumissent une contribution variable au total :
de 14% (Kymi) ä 23% (Chalkis).
Quoi qu'il en soit, la tranche des piuies
fortes fournit des totaux relatifs superieurs ä
la somme des piuies faibles et moyennes.
La distribution des piuies tres fortes est
analogue. Les frequences relatives, faibles dans
les stations moins arrosees, elles apparaissent
au contraire plus fortes dans les stations situees
TABLEAU 2 : Frequences relatives annuelles des piuies tombees en' 24h.
Stations 575 0.1-2.5mm 2.6-5.5mm 5.6-11.5mm 11.6-19.5mm 19.6-29.5mm >29,5mm
Volos
Kymi
Skyros
Chalkis
27 39 14 11 6 2 1
10 14 24 24 12 16_
9 30 16 18 15 6 9
3 6 14 17 14 46
24 37 14 13 6 3 4
8 12 22 19 12 27_
4 53 16 14 7 4 3
9 13 23 20 ' 18 ' 17
A Chalkis, on retrouve le maximum d'automne
(en Octobre) mais plus accentue, le minimum d'ete
(Juillet) et la medioerite des piuies en saison
pluvieuse. 11 y a egalement un autre maximum secondaire
en Mars, alors que le mois de Mai est aussi
sec que celui de Septembre.
3.2 L'intensite journaliere des preeipitations
Pour dresser des bilans comparatifs, une
simplification est necessaire, d'oü un groupement
en tränches :
0.0 mm gouttes de pluie
0.1- 2.5 mm piuies faibles
2.6 - 5,5 mm piuies fortes
^'au vent", plus arrosees (Kymi 15%). Les piuies
tres fortes contribuent au total dans les memes
proportions que les piuies fortes.
Les orages et les fortes averses sont partout
peux nombreux; moins de 6% des chutes.La Station
de Kymi en reeoit plus souvent, mais l'ecart
est modere par rapport aux autres stations. Les
apports, toujours inferieurs ä ceux de piuies fortes
et tres fortes, mais en revanche, la diversite
spatiale est peu sensible...
Les averses torrentielles ont une distribution
spatiale particuliere. L'Opposition entre les
stations "au vent" et "sous le vent" est bien nette.

-286-
mm
4C
VOLOS
) H M )H !M afm"!
KY M ]
A Volos, ces averses ne sont observees qu'une fois
sur cent, contre 9% ä .Kymi: Üne regle nette est
valable: Les stations les plus arrosees connäissent
le plus frequemment ces averse torrentielles.
Les apports med'iocres dans les stations "sous
le vent" ne depassent 17%. Dans les stations "au
vent" äu contraire, la contribution de ces preeipitations
est eievee:, egale ä 27% ä Skyros, plus
de 45% du total annuel ä Kymi,
"Quant aux preeipitätions journalieres medianes
qui ont la chance d'etre depässees uhe fois
sur deux" (Peguy, 1970) elles se situent pour Volos
vers 1.0 mm (Tableau 3) et vers 1.7 mm pour
Ghalkis. A Kymi lä mediane (4.3 mm) est trois fois
piu eievee qu'ä Ghalkis et quatre fois qu'ä Volos;
ce qui indique que l'intensite mediane est nettement
plus forte dans les stations situees "au vent".
Les deux quartiles söulignent l'intensite des plür
ies journalieres bien superieures des stations situees
"au vent".
TABLEAU 3: Quartiles de piuies journalieres
(Ql, Mediane, Qg - Echelle annuelle)
Volos
Kymi
Skyros
Chalkis
0.0
1.0
0.2
0.3
1.0
4.3
1.6
1.7
4.3
12.6
5.8
5.5
A l'echelle annuelle; la varlabllite äbsolüe
des piuies journalieres est maximale dans les stations:
humides^ Cömfne les chiffres 1'indiquent (Tableau
4), 11 y a une relation directe entre les
hauteurs quotidiennes medianes et leur variabilite
absolue.
TABLEAU 4 :
Intei-quartiles des piuies journalieres
(.Ec^elle-ännueiLle^.--I—=-Qy=Q^-)
S KY R 0 5
W 0
Volos
Kymi
Skyros
Chalkis
4.3
11,6
5,6
5.2
4. ESSAI D' INTERPRETATION
L'etude du regime de l'intensite des preeipitations
däns cette region triet en evidence la forte
Opposition entre les deux facades : La fäcade Egeenne
bien exppsee aux vents dominants et la facade
cöntinental bien abritee.
1 M A M J J A S 0
Figure 2 : Regime pluviometrique decompose.
Deux;types de temps sont surtout responsables
du maximum pluviometrique observe dans les stations
"au vent" : a) Les types cycloniques mediteraneens
d'Ouest et de NW. b) Les types mixtes (Mt2)
(Maheras 1976), Pourtant, i l ne faut pas negliger
les effets des types W2 et NW1 (d'origine Atlantique)
, car presque toute les annees ils sont responsables
de chutes de piuies notables. Un poiht
encore sür lequel i l faut attirer l'attention:les
plus fortes quäntites d'eau sont preeipitees (en
dehors des quantites preeipitees par le "retour
d"Est") par les secteurs froids des perturbations
fortement hümidifies au-dessus de la mer Egee. 11
s'agit des preeipitations intenses et longues accompagnees
souvent d'une forte nebulosite, 11 faut
pourtant rappeler qu'en l'absence d'une perturbation,
les masses d'air froid superficielles devenant
instables dans les basses couches par suite
d'un certain parcours sur la mer Egee pendant laquelle
elles sont rechauffees ä la base,ne peuvent

-287-
pas provoquer des averses lörsqü'elles se heurtent
äu t-elief de cette facade: le soulevement en bloc
sans convergence est ici, le plus souvent, insuffisant
pour engendrer la pluie (Maheras 1976).11 provoque
seulement une couche nuageuse continue formee
de Sc, Cu.
La Situation generale d'abri et la position
en latitude et en -longitude assure sur les stations
situees "sous le vent", la reduction caracteristique
des preeipitations. 11 reste a preciser qu'
ici les perturbations mediterraneennes et les types
mixtes (Mt2) se presentent tres attenues.L'affaisement
de l'air venant de NE provoquänt ün rechauffement
aüiabätique et un eloignement du point
de condensation est responsable de cette attenuation
des piuies, Le maximum pluviometrique automnal
doit etre explique pär la frequence tres eievee
des courähts perturbes de SW1 (Maheras 1976).
Enfin, la Situation d'abri determine en ete plus
ä Volos qü'ä Chalkis, des manifestations orageuses,
toutefois limitees dans le temps et dans 1'espace.
Bien que les stations situees "au vent" ne
soient päs nombreuses, des quelques nuances apparaissent
: Les' preeipitations tombees ä Skopelos
(Station situee ä une distance de 25 km du Pilion
et dü Mont Thelethrion) sont egales, a Celles; de Kymi
(station situee au pied de l'orographie) et bien
superieures ä Celles de Skyros, Station situee däns
uhe meme distance (25 km environ) de l'orographie.
Elles sont encore superieures qu'ä Celles tombees
ä Istiaia, Station situee dans une distance de 5km
de Thelethrion. 11 faut alors admettre que d'autres
influences que les reliefs qui existent dans les
lies agissent efficacement, ou que 1'Ouvertüre maritime
existant entre le Pilion et l'orographie de
l'Eubee septentrionale, eile aussi joue probablement
un röle determinant dans le mouvement ascendant
produetif des preeipitätions.
constituent que des hypotheses, en tout cas des relations
doivent exister däns le cadre äerologique
restreint. Cependant ces hypotheses ne peuvent pas
etre actuellement verifiees, ä cause de l'absence
des donnees.
REFERENCES
1) BALDIT, A. 1929
Meteorologie ^i relief terrestre.
Vents et nuages.
Gauthier-Villars et Cie Editeurs. Paris.
2) CARLpT, Y, 1970
Etude d'un climat medlterraneen de Facade :
Le climat de la C3te Egeenne de la Grece
continentale.
Memoire de maitrise. Lyon 1970.
3) MAHERAS, P. 1976
Le climat de la mer Egee septentrionale.
These de 3§me Cycle. Universite de Nancy I I .
4) PEGUY!,. Ch, 1970
Precis de Climätölogie.
Masson et Cie. Paris-.
5) PEGUY, CH. et MOUNIER, J. 1968
Une methode de Recherche ciimatique : l'analyse
frequentielle des preeipitations tombees
en 24 heures.
Annales de Geographie, 6-1968, p.711-720.
Effet connu que le relief agi'trpar l'impulsion
initiale vers le haut qu'il donne ä un courant aerien
humide. Cette impulsion verticale provoque 1'
instabilite de l'air humide et celui-ci continue
de lui-meme son mouvement ascendant en abanddnnänt
de grandes quantites de pluie. Ce cas se produit
lorsque le gradient verticai de temperature est e-
leve , ä savoir pres de 1°C par 100 m. S'il existe
donc uhe teile structure de l'atmosphere, l'air qui
s'engage dans l'ouverture maritime n'a qu'une ascendance
faible. 11 garde sa decroissance de 1°C par
100 m, et i l est relativement froid au niveau des
sommets environnants. Au contraire, l'air voisin
(d'une et d'autre part de l'ouverture) qüi rencontre
le relief, regoit 1'impulsion Vers le haut. E-
tant par* hypothese tres humide, Ilse condense presque
aussitSt et sa temperature en altitude deeroit
alors beaucoup plus lentement que dans le cas precedent.
11 prend au milieu des masses voisines et
qui n'ont pas ete deyiees vers le haut, un mouvement
ascendant rapide par difference de densite,
mouvement qui peut se prolonger jusqu' ä des grafides
altitudes (Baldit 1929). 11 se forme donc ä cet
endroit un mouvement ascendant d'origine dynämique,
mais entretenu par un processus thermique, qui engendre
des grandes quantites des piuies (Baldit
1929). On serait donc porte ä conclure que cette
influence se fait sentir au moins jusqu'a Skopelos,
ä savoir jusqu'ä une distance de 25krr. environ.Cette
influence est pourtant absente dans le cas de Skyros
pour deux- raisons : a) A cause de la cohtinuite
du relief; b) ä cause de la position generale del'
iie par rapport ä la disposition de l'orographie
de l'Eubee centrale.
Bien qüe les interpretations dernieres ne

-288-
551.577.37:551.578.4(494.26)
WAHRSCHEINLICHKEIT UND ERGIEBIGKEIT VON GROSSSGHNEEFAELLEN
IM GEBIRGE, INSBESONDERE IN DER REGION DAVOS
Eidg.
Faul M.B. Föhn
Institut für Schnee- und Lawinenforschung
Keissfluhjoch/Davos, Schweiz
Abstract Statistical snowfall data are needed for
various design purposes. With the aid of long snowfall
series from Weissfiuhjoch (41 years) and Davos
(77 years) duration and intensity'of snowfall periods
were analysed, The Statistical theory of extreme
values is also applied to forecast fürther
extremes.
In order to yield specific design criteria
for the avalanche zoning a new term: "Increase of
total snow depth during snowfalls" has been introduced
and sübjected to the statistics of extremes.
Data from various Alpine stations show the ränge
of extreme values, which one might expect in ä period
öf 100 years.
Zusammenfas sung Mit Hilfe von Schneefallreihen
von Weissfiuhjoch (Ii Jahre) und Davos (77 Jahre)
werden vorerst statistische; Angaben, über Dauer und
Ergiebigkeit von Grossschneefäl-len gemacht. Anschliessend
wird mit Hilfe der Extremwertanalyse
der für Dlmension-ierungsaufgaben (z.B. Lawinengefahrehkartierung,
Schneeräumung) wichtige Pröblemkreis
Aer Schneefall-Extremwerte behandelt, wobei
klimatische Besonderheiten erwähnt werden. Im letzten
Teil werden Schneedeckenzuwachswerte, die zu-
*-sätz-lich^dre*'S'CnTieeS'etzüng oe*ihn*äTte^l^d für di"e°
Bestimmung von seltenen, potentiellen Lawinenanrisshöhen
massgebend sind, für diverse Gebirgsstationen
analysiert und besprochen.
1. EINLEITUNG
In den verflossenen Jahrzehnten wurden Gesetzmässigkeiten
über Niederschlag und Schneefall
meist mit Hilfe von wenigen Parametern wie Mittelwert,,
Standardabweichung, absolute Maxima usw. beschrieben,
was für die Belange der allgemeinen Kiimatoiogie
ausreichend war.
Neuerdings werden aber vor allem für Begutachtungen
technischer Art (Wildbach-, Lawlnenverbau,
Gefahrenkartierung, Lawinenprognose) einerseits
Wahrscheinlichkeitsverteilungen von gemessenen Werten,
andererseits auch Angäben über Grösse und Häufigkeit
von noch nicht beobachteten, aber möglichen
Extremwerten benötigt.
Aus diesen Gründen würden die langjährigen
Schneedaten diverser Alpenstationen, insbesondere
jene von Weissfiuhjoch (2540 m) und Davos (1570 m)
einer statistischen Bearbeitung unterworfen, um die
Frage zu beantworten, wie Schneedäten mit angemessenen
Wahrscheinlichkeitsangaben für klimatologische
und rein praktische Zwecke versehen werden
können.
2, DATENREIHEN
Es wurden ausschliesslich Neuschnee- und
Schneehöhenwerte analysiert, und zwar nicht, wie
oft üblich, in mm Wasserwert, sondern als Schneehöhen.
Einerseits arbeitet die Praxis seit je mit
dem anschaulichen Begriff der "Schneehöhe", andererseits
existieren in der Schweiz wohl, langjährige,
gute Datenreihen von Schneehöhen, selten solche
von Schhee-Wasserwerten.
Um mögliche, durch die Meereshöhe der Messstation
bedingte Einflüsse offenbar werden zu lasseh,
wurden primär die, Schneefallperioden von Weissfiuhjoch
(2540 m; 1936/37 - 1976/77) und von Davos
(1570 m, 1900/01 - 1976/77) ausgewertet. Es wurden
die Monate Oktober bis Mai einbezogen, wobei Einflüsse.,
bedingt durch Standortwechsel, berechnet
und korrigiert würden.
Um einen überregionalen, wenn auch begrenzten
Vergleich herbeizuführen, wurden in einer zweiten
Phase auch einige andere alpine, Stationen bearbeitet:
Braunwald (1320 m, 1950/51 - 1976/77)., Wi-
: er/Kippe.!. (I360 m, 1951/52 - 1976/77), St.Margrethenberg,
SG (1200 m, 1953/54 - 1976/77).
3. SCHNEEFALLPERIODEN IN DER REGION DAVOS
3.1. Allgemeines
* Es *gib"t Ih 'den Schweizer Alpen' nur^wenige
Regionen, deren Klima und insbesondere deren Schneeverhältnisse
so oft analysiert und beschrieben wurden
wie jene von Davos. Mit Schneefällen befassten sich
vor allem Prohaska (1943!) und Federer (1971)) wobei
sich die statistischen Angaben der letztgenannten
Arbeit auf einen für Dimensionierungsaufgaben Ungenügend
langen Zeitraum von 24 Stunden beschränken.
3.2. Bauer von Schneefallperioden
Aussagen über das mittlere, zeitliche Andauern
von ununterbrochenen Schneefallperioden (Neüschneemenge
pro Tag = 1 cm) sind für die Wetterund
Lawinenpfognose und den Tourismus aufschlussreich.
Trotz des relativ ungünstigen Messinterväll-s
von einem Tag kann Abb.1 entnommen werden, dass die,
Schneefallperioden auf Weissfiuhjoch im Mittel etwa
einen Tag länger andauern als in Davos. Im übrigen
besteht ein logärithmisCher Zusammenhang zwischen
Anzahl und Länge dei* Schneefallperiodeh. Langandauernde
Schneefallperiöden sind zum Glück eher selten.
Ih Davos treten schon 15-tägige, aüf Weissfiuhjoch
17-tägige Schneefallperioden seltener als einmal
pro Jahrhundert auf.
3.3. Ergiebigkeit von Schneefallperioden
Die Fragestellung, wieviel Neuschnee pro
Schneefallperiode bestimmter Länge zur Ablagerung
gelangt, kann der Abb.,2 entnommen werden, Es wurde
die Wahrscheinlichkeit von bestimmten Neuschneesummeh
im Zeitraum 1-10 Tage dargestellt.

-289-
2500
WEISSFLUHJOCH I936/37-I976/77
: 1000
ITAG
o z =)
I
Lt
I
<
o Lt
CL
500
250
100
Wflj ^ logN= -0,21t+ 3,34
Davos ^ log N= -0,23t + 3,30
(t = Periodenlange in Tagen )
n20
2 TAGE
g
ce
Ld
CL
LJ
LU
50
25
0.5 LO I.5 r i 2,0
XHN [ml
Abb,3 Resthäufigkeit bestimmter Neuschneesummen
bis zum Ende der Schneefallperiode, falls man sich
am 1., 2 5.Tag der Periode befindet.
2.5
2,5
4. EXTREMWERTANALYSE DER SCHNEEFAELLE UND DES
SCHNEEDECKENZUWACHSES
4.1. Allgemeines
[TAGE]
Abb.'1 Beziehung zwischen Anzahl und Länge der
Schneefallperioden in 100 Jahren
60
140
20
ITAG
2 TAGE
WEISSFLUHJOCH I936/37-I976/77
6-10
0,5 r i 2,0
X HN [m]
Abb.2 Häufigkeit bestimmter Neuschneesummen als
Funktion der Schneefallperiodenlänge
Die Neuschneesumme (XHN) entspricht den aufsummierten,
täglich gemessenen Neuschheehöhen.
Die Darstellung zeigt, dass bei längeren
Schneefallperioden wohl grössere Neuschneesummen
erwartet werden können (der Modal- und der Mittelwert
schieben sich zunehmend nach rechts), doch
wird die Streuung bei längeren Perioden so gross,
dass das übliche Vorgehen, den Mittelvert als Prognosewert
zu benützen, hier sinnlos würde.
Für Prognosezwecke können notfalls die in
Abb.3 dargestellten Kurvenscharen herangezogen werden.
Hier wurden die Restwahrscheinlichkeiten (P')
berechnet, d.h. jene Wahrscheinlichkeit, die angibt,
mit welcher Neuschneegesamtsumme am ehesten
gerechnet werden muss, falls man sich schon am 1.,,
2., ... 5. Tage der Schneefallperiode befindet.
Auffallend ist das sekundäre Maximum bei XHN =
1.2 m, für das vorläufig keine Erklärung gefunden
werden konnte.
2.5
Bis anhin wurden Häufigkeits- oder Wahrscheinlichkeitsverteilungen
von Stichproben besprochen,
ohne dass den eventuell aufgetretenen Extremverten
besondere Beachtung geschenkt wurde. Wie
schon erwähnt, sind aber für Dimensionierungsaufgaben
vor allem Extremwerte von Bedeutung, wobei aber
eine Zusammenstellung der beobachteten, z.B. jährlichen
Extremwerte allein noch keinen Anhaltspunkt
über die Häufigkeit ihres Auftretens- gibt. Mit Hilfe
der Wahrscheinlichkeitstheorie, insbesondere der
Extremwertanalyse, kann nun eine den Beobachtungswerten
angepasste Verteilungsfunktion gefunden werden,
die ausserhalb des Beobachtungszeitraums extrapoliert
, über die Frequenz seltener Schneezuwachswerte
Auskunft gibt.
In diesem Zusammenhang sei auf das sehr umfassende
Werk "Starkniederschläge des schweizerischen
Alpen- und Alpenrandgebietes" der Autoren
Zeller, Geiger, Röthlisberger (1976) hingewiesen,
in dem die Niederschlagsverte für die Hochwasserprognose
extremvertstatistisch untersucht und dargestellt
wurden. Angemessen in Schnee übersetzt,
könnten diese Angaben auch Hinweise auf die Schneeverhältnisse
liefern, doch ist dabei zu berücksichtigen,
dass gerade Niederschlagsmesswerte im winterlichen
Hochgebirge stark fehlerbehaftet sind
(vgl. Zingg, 1966; Föhn, 1976) und die kurzfristige
Niederschlagsintensität hei Grossschneefällen bedeutend
geringer ist als bei sommerlichen Gewitterregen,
4.2 Jährliche Extremwerte
Ohne die schon öfters beschriebene Theorie
der Extremvertanalyse hier nochmals zu skizzieren,
muss vorausgeschickt werden, dass in den folgenden
Bearbeitungen die jährlichen Extremwerte der Neuschneesummen
(XHN) und des Schneedeckenzuwachses
(AHS) als neue statistische Variable x^ betrachtet
wurden; es wurde weiterhin vorausgesetzt, dass die
neu entstandenen Stichproben aus unabhängigen Messwerten
bestehen und keinen zeitlichen Trend beinhalten.
Die doppelt-exponentielle Verteilungsfunktion
von Gumbel,
P(x) = exp {-exp ]*-a(x-b)] } (1)

-290-
too
-!,0I
CE
LU
WEISSFLUHJOCH 1936/37-1976/77
80 - -1.25
O
ce
o.
M
i
60
-!,5
AI
LU
40 -
HS HN -2
-3
20 - 5
CC
!,0 2,0 3,0
NEUSCHNEESUMME (XHN) bzw. SCHNEEDECKENZUWAGHS (AHS) [mj
Abb.4 Vergleich zwischen relativer Summenhäufigkeit und "Gumbel"-Wahrscheinlichkeit für bestimmte Jahreshöchstwerte
von XHN und AHS.
-10
-20
50
100
200
wohei a und b aus der Stichprobe berechenbare Parameter
darstellen, erlaubt dann die Wahrscheinlichkeit
bzw. die mittlere Wiederkehrdauer (T) für beliebige
Ereignisse zu bestimmen. Dabei gilt für
T(xi = x) gemäss Gumbel (196?) die empirische Beziehung
-nfl— -1-
T =
m " P(x^x)
P(xi>x) = 1 - P(x)
72f
(3)
EXTREMWERTANALYSE
AUFTRETENSWAHRSCHEINLICHKEIT
0.99 09! 1 0.67 1 0.5 1 1—i—I 0.25 Ol 0.05 0C.25 0.0!
2.8 GEBIET' WEISSFLUHJOCH. 2540 m 2.6
MESSPERIODE ' 1936/37 -1976/77
- 2 4
5 2.0
2.4
2.0
wobei n die Anzahl und m die Rangposition der abnehmend
geordneten Höchstwerte bezeichnet.
Ein Wort zur neu eingeführten Grösse Schneedeckenzuwachs
(AHS): Während seit Jähren für Lawinenwarnzvecke
die Neuschneesummen nahezu exklusiv
gebraucht werden, hat es sich gezeigt, dass diese
für die Belange der Planung (Lawinengefahrenkarten,
Schneeräumung), da sie die Setzung der Schneeschichten
nicht berücksichtigen, ungeeignete Grössen sind.
Der Schneedeckenzuwachswert
0.8
0.4
0.8
0.4
AHSi HSi HS,. (4)
(für HSi = HS^; HSi, HS^: Schneehöhen am Stichtag i ,
bzw. am Vortag des Schneefalls) trägt der Schneesetzung
Rechnung und beschreibt, bei repräsentativen
Messstellen, die seit Schneefallheginn im Gelände
abgelagerten Schneeschichten.
In Abb.4 sind die Auftretenswahrscheinlichkeiten
von XHN und AHS für die Station Weissfiuhjoch
mit Hilfe der Extremwertanalyse und der relativen
Summenhäufigkeitskurve (nur XHN) dargestellt. Wie
zu erwarten ist, beschreibt die Extremwertkurve die
beobachteten Verhältnisse im Bereich der eher seltenen
Werte (T 2* 7 Jahre) sehr zufriedenstellend.
Die Unterschiede zwischen XHN und AHS werden vor
allem bei seltenen, aus mehrtägigen Schneefallperioden
herrührenden Extremwerten gross.
1.5 2 3 5 10 20 30 50 100 200
MITTLERE WIEDERKEHRPERI00E [ JAHRE I
Abb.5 Extremwertanalyse der Neuschneesummen im
Zeitraum 1-10 Tage.
4.3. Zeitlicher Ablauf von extremen Schneefällen
' In Abb.5 und 6 sind die Schneefall- und
Schneezuwachsraten im Zeitraum 1-10 Tage dargestellt
Die beiden Diagramme zeigen, dass während Schneefall
Perioden die Atmosphäre in der entsprechenden Region
sozusagen langsam austrocknet, d.h. längere Schneefallperioden
bringen i.A. nicht entsprechend grössere
Neuschneemengen. Dieser Zusammenhang ist zusätzlich
in Abb.7 verdeutlicht, wo für eine mittlere
Wiederkehrdauer T = 100 Jahre die entsprechenden
Zuwachswerte für Weissfiuhjoch und Davos zusammenge-

-291-
Sättigung. Die öfters geäusserte Befürchtung, es
könnte über 10 und mehr Tage mit gleicher Intensität
schneien, erweist sich als unbegründet.
5. REGIONALE VARIATION DER EXTREMEN SCHNEE­
DECKENZUWACHSWERTE
Der gegenwärtig sehr aktuelle Problemkreis
der Lavinenzonenplanung verlangt zur Berechnung
von seltenen, potentiellen Grosslawinen regional
repräsentative Lawinenanrisshöhe (h, vgl. de Quervain,
1973), die in erster Näherung den Schneedekkenzuwachsverten
gleichgesetzt werden können. Dabei
gilt die Ungleichung
h ^ AHS, (5)
da als "Lawinenschicht" meist nur die während Grossschneefällen
abgelagerten Schneeschichten in Frage
kommen und damit die mittlere flächige Anrisshöhe
der Lawine nicht grösser sein kann als der mittlere
Schneedeckenzuwachs.
Abb.6 Extremwertanalyse der Schneedeckenzuwachs-
Werte im Zeitraum 1-10 Tage.
4.0
LF .t
3^
3.0
DAVOS X HN
2,0
HS
DAVOS A HS
+-+-+-+- + " +
Abb.8 Extremwertanalyse des Schneedeckenzuvachses
an einigen schweizerischen Messstellen.
In Abb.8 sind die AHS-Werte verschiedener
Gebirgsstationen und ihre Auftretenswahrscheihlichkeit
dargestellt. Sehr schneereiche und hochgelegene
Stationen (Braunwald, Weissfiuhjoch) weisen Spitzenwerte
auf, doch dürfte wohl, falls man eine 100jährige
Wiederkehrperiode zu Grunde legt, eine Anrisshöhe
von 2.5 m nicht überschritten werden.
. [TAGE]
Abb.7 Vergleich von EHN und AHS für Weissfiuhjoch
und Davos für 100jährige Extremereignisse.
stellt wurden. Gemäss dieser Darstellung ist im Winterhalbjahr
nach dem sechsten Schneefalltag kein
wesentlicher Neuschneezuwachs mehr zu erwarten. Die
entsprechenden Schneedeckenzuwachswerte erreichen
auf Grund der Setzung schon am vierten Tag eine
Tabelle 1 Neuschneesummen (XHN) und Schneedeckenzuwachs
(AHS) im Zeitraum 1-10 Tage, die mit mittleren
Wiederkehrdauern von 50 bzw. 100 Jahren realisiert
werden [in Metern] .
.Station.
Messgrösse
HN T=50 J.
^HN T=50 J.
j?HN T=50 J.
AHS T=50 J.
Weissfiuhjoch
2540 m
0.90
1,80
3,02
1.74
Davos
1570 m
0.88
1,81
2.44
1.40
Braunwald
1370 m
1.05
2.13
3.48
1.85
Wiler/
Kippel
1370 m
0.75
1.39
2.30
1.39

-292-
Tabelle 1 Fortsetzung 7. REFERENZEN
^Station
Messgrösse
HN 7=1 CO J.
3
HR T=100 J.
jRN T=100 J.
AHS T=100 J.
Weissfiuhjoch
25,40 m
3.98
1,96
3.34
1.90
Bavos
1570. m
0.96
2.01
2,71
1,54
Bräunwald
1370 m
1.15
2.34
3.86
2.03
Wiler/
Kippel
1370 m
0.81
1.51
2.53
1.52
Federer, B. (1971) Die statistische Häufungsneigung
der Neuschneefälle im Gebiet von Davos. Annalen
der Meteorologie, Neue Folge, Nr,5,
s. 165-169
Föhn, P. (1976) Representativeness of precipitation
measurements in mountainous areas. Proceedings
of the joint scientific meeting on
mountain meteoroiogy and biometeorology,
Ihterlaken, June 10-14, 1976, S, 6.1.-77
Tabelle 1 liefert eine Zusammenfassung von
EHN und AHS der statistisch ausgewerteten Stationen
und. zeigt, dass sowohl kurzfristig (1 bzw. 3 Tage)
als auch über längere Perioden (10 Tage) regional
beträchtliche Unterschiede auftreten, die eine
systenatsiehe Bearbeitung als wünschenswert erscheinen
lasseh.
6. ZUSAMMENFASSUNG
Schheefälldaten, die mit Wahrscheinlichkeitsangaben
versehen sind, helfen einerseits mit, verschiedene
Bimensic-nierungsprobleme (Lawinenzonenplanung,
Schneesicherheit, Schneeräumung) zu lösen,
andererseits liefern sie wichtige Hinweise
für die winterliche Niederschlags- und Lawinenprognose
.
Gumbel, E.J. (I967) Statistics of extremes, Columbia
University Press, New York and London,
371 p.
Prohäska, F. (1943) Wetterlagen bei grossen Schneefällen
in Graubündeh, aus: Jahresbericht
NGG 78 (1940-42), r.XXVIII Bd., 15 S,
de Quervain,, M. (1974) Bie Berücksichtigung der
Läwinenhäufigkeit in der Lawinengefahrenkartc.
Eine grundsätzliche Betrachtung, aus;
Schnee uhd Lawinen in den Schweizeralpen,
Winter 1972/73, Nr,37, S.157*162
Zeller, Geiger, Röthlisberger (I976) Starkniederschläge
des Schweizeralpen- und Alpenrandgebietes.,
Bd.1, Kanton Graubünden
Zingg, Th. (I.966) Problematik der Niederschiagsmessung
im Hochgebirge;, Verh. SNG 1966,
s. 126-127

-293-
551.578.4(497.1)
VERHÄLTNIS DER TAGE MIT SCHNEEDECKE ZU DEN TAGEN
MIT SCHNEEFALL IN DEN GEBIRGSGEBIETEN SERBIENS
IN JUGOSLAWIEN
Katarina Milosavljevic und Natalija Todorovic
Hydrometeorologisches Institut S.R.Serbien
Landwirtschaftliche Fakultät,Universität Beograd
Beograd,S.F.R. Jugoslawien
Abstract A number of days with snow cover
und snow fall for 10 climatological
stations with altitudes from 820 to 1710
m, as well as for 12 from 42 to 545 m,
from the eastern,middle and southeastern
regions in the S.R. of Serbia in Yugoslavia,
based on data concerning a period of
25 years,i.e. 1949-1973- is reported.Factor
Q, representing the relation of the
number of days with snow cover and those
with snowfall, was also calculated. In
order to ülustrate the obtained resulta
some other meteorological elements and parameters
fpr five typical meteorological
stations, from.the same region have been
evaiuated and analysed.
Zusammenfassung Auf Grund der Daten aus
der 25-jährigen Zeitspanne,1949-1973,wurde
die Zahl der Tage mit Schneedecke und
Schneefall für 10 Klimastationen mit Seehohen
von 820 bis 1710 m, und von 12 mit
Seehöhen von 42 bis 545 m,aus dem östlichen,mittleren
und südöstlichen Gebirgsgebiet
in der S.R. Serbien in Jugoslawien,
untersucht.Es wurde auch der Faktor Q berechnet,
der das Verhältnis der Zahl der
Tage mit Schneedecke mit der Zahl der Tage
mit Schneefall angibt.Zur Erläuterung
der erhaltenen Resultate wurden ausserdem
hoch ein paar meteorologische Elemente
und Parameter für fünf typische meteorologische
Stationen aus diesem Gebiet bearbeitet
uhd analysiert.
1. EINLEITUNG
Der Schneefall und die Bildung der
Schneedecke haben eine grosse Bedeutung
für die Wasser- und Wärmebilanz in der Natur,
sowie für die allgemeine Wirtschaft.
Deshalb wird der Untersuchung der Bedingungen
des Schneefalls und der Bildung
der Schneedecke grosse Aufmerksamkeit gewidmet.
Diese Arbeit stellt eine Fortsetzung
der Untersuchungen des Gebirgsklimas im
östlichen, mittleren und südöstlichen
Teil des Gebirgsgebietes der Mittelgebirge
in der S.R. Serbien,Jugoslawien,dar.Es
werden Daten von 10 Klimastationen mit
Seehöhe von 820 bis 1710 m, und für 12
Stationen aus der unmittelbaren Umgebung,
mit Seehöhe von 42 bis 545 m, die um jene
verteilt sind benützt. Die bearbeiteten
Daten beziehen sich auf die Jahre 1949-
1973.
Auf der Figur 1 ist die Verteilung
der Stationen dargestellt.Unter dem Namen
der jeweiligen Station ist ihre Seehöhe
eingetragen.Die meteorologischen Stationen
sind zwischen den geographischen Breiten
42°30' und 44°17'N und Längen 19 26'
und 22 33'E verteilt. In der östlichen
Stationsgruppe wurde eine Gebirgs- und
drei übrige,in der mittleren sechs Gebirgs-und
fünf übrige und in der südöstlichen
drei Gebirgs- und vier Stationen
mit niedrigeren Seehöhen, umfasst.
2?*
\7
*g"6
Figur 1. Verteilung der meteorologischen
Stationen in Serbien
Für alle 22 Stationen wurde die Zahl
der Tage mit Schneedecke und die Zahl
der Tage mit Schnee,sowie Schnee und Regen,
deren Tagessummen des Niederschlags
mindestens 0,1 mm betrug-wie das in der
Kiimatoiogie üblich ist - bearbeitet.Mit
Hilfe dieser Daten wurde der Faktor Q berechnet,der
das Verhältnis der Tage mit
Schneedecke zu den Tagen mit Schneefall
angibt.Um die Differenzen,die bei den erzielten
Resultaten auf sehe inen,näher erläutern
zu können,wurden einige meteorologische
Elemente und Parameter für fünf
meteorologische Stationen aus diesem Gebiet
bearbeitet,aber aus Mangel an Raum
wird hier wenig gezeigt werden können.
2. DER SCHNEEFALL
Zuerst wurde die Zahl der Tage mit
Schneefall bearbeitet.In der Tabelle 1
wurde die jährliche Zahl der Tage mit
Schneefall(a),mit Schneedecke(b) und der
Faktor Q(b:a) dargestellt.
Die Orte mit grosser Seehöhe haben eine
jährliche Zahl der Tage mit Schneefall
von 50,1 bis 74,4 Tage, mit kleinerer
Seehöhe von 23,0 bis 37,3 Tage.Auffallend
sind die Differenzen,die bei den Orten
aus derselben Gruppe erscheinen.Aus diesen
Daten ergibt sich der Beweis,dass
die Zahl der Tage mit Schneefall vor allem
von der SeehÖhe abhängt,und in zweiter
Linie erst von den anderen Umständen.
f 9

-294-
Tabelle 1. Jährliche Zähl der Tage mit
Schneef all (a),mit Sehneedecke
(b) und Faktor Q (b:a),1949-
1973
Stati- Seehöhe
onen m
Zähl der Tage
Schnee- Schneefall
decke Q
Faktor
a b
b:a
Ostliche Gruppe
grni Vrh
Zagubica
Negotin
Cuprija
820
314
42
123
Mittlere Gruppe
Divcibare 960
Valjevo 175
Tara
1080
T.Uzice 440
Pozega 311
Zlatibor 1029
Kraljevo 219
GoS
990
Sjenica 1015
Kopapnik 1710
Novi Pazar 545
69,6
34,9
27,8
32,0
?91T
34,0
58,1
36,7
37,3
65,4
36,2
50,1
53,8
74,4
32,0
Südöstliche Gruppe
Leskovac
Vläsotinci
Vlasina
Kukavica
Surdulica
Vranje
Bosiljgrad
121
270
1190
1250
500
458
830
23,0
24,1
63,0
51,8
31,4
34,5
23,8
108,3
32,6
48,7
41,1
^T7T
41,7
105,4
60,6
58,7
97,3
44,2
99,0
91,9
158,8
53,4
36,1
33,8
104,7
93,3
38,3
34,6
32,2
1,56
1,51
1,75
1,28
1,22
1,81
1,65
1,57
1,49
1,22
1,98
1,71
2,13
1,67
1,57
1,40
1,66
1,80
1,22
1,00
1,35
Wenn man die Zahl der Tage mit Schneefall
im Laufe des Jahres analysiert,dann
sieht man.dass sie a^-häufissten-in-den
echten Wintermönaten auftreten,ünd dass
sie im ersten Frühlingsmonat häufiger als
im letzten Herbstmonat sind.Auf 1710 m
SeehHhe schneit es vom ersten Herbst- bis
zum zweiten Sommermonat,an den Seehöhen
um 1200 m, von September bis Juni, um 1000
m ebenfalls von September bis Juni,und an
den übrigen Gebirgsstationen von September
bis Mai.An allen restlichen Stationen
schneit es von Oktober bis Mai.Eine derartige
Verteilung der Tage mit Schneefall
ist vor ällem in der Tatsache begründet,
dass der Frühling im Vergleich mit dem
Herbst kühl ist;dies wäre die Ursache der
Erscheinung eines späten Schneefalls in
April und Mai.Deshalb erscheint in unseren
Gegenden eine grössere Häufigkeit des
Schneefalls in den Frühlings- als in den
Herbstmonaten. Auf der Figur 2 sind die
Kurven der Summenhäufigkeiten der mittleren
monatlichen Zahl der Tage mit Schneefall
für eine Auswahl von Stationen gegeben.
Wenn man die Niederschlagshöhen,den
Jahresverlauf,die Zahl der Tage mit Niederschlag
und auch den prozentualen Anteil
der Tage mit Schneefall an den Tagen
mit Niederschlag aus der Tabelle 2
analysiert, dann sieht man,dass die in Beträcht
gezogenen Stationen verschiedenen
Varianten des kontinentalen Klimas Serbiens
angehören.
2b/!/
de/- Tcpe
SOt
70
60-
50
40 Kr
30
20
^ x x/ ,M/;
/ % /y y t

Tab.2. Fortsetzung
c XI XII Jahr
Ne 1,7 5,3 27,8
Kr 2,2 7,2 36,2
ZI 6,2 10,7 65,4
Sj 5,0 8,8 53,8
Vr 2,2 6,2 34,5
^ I I I I I I IV V IX X XI XII Jahr
Ne 67 55 46 3 . . 1 12 40 22
Kr 74 61 50 7 1 . 3 17 51 25
ZI 92 89 79 42 8 0 19 42 ?2 40
Sj 90 80 73 34 8 2 16 38 65 36
Vr 70 59 49 12 1 .3 18 43 25
-295-
Auffallend ist die Differenz von, 200
mm zwischen Zlatibör und Sjenica,in der
mittleren Stationsgruppe, auch Vranje,aus
der südlichen Gruppe zeigt, dass es einem
Gebiet mit weniger Niederschlag angehört.
Negotin und Vranje haben charakteristische
Jahresverläufe.Auch die Zahl der Tage
mit Niederschlag,mit Schneefall uhd
der prozentuale Anteil der Tage mit
Schneefall an den Tagen mit Niederschlag,
nach den Daten aus der Tabelle 2,zeigen
für die dargestellte*Orte verschiedene
Werte. Doch zeigt sich bei allen Parametern
des Niederschlags besonders die Verschiedenheit
zwischen Zlatibör und Sjenica.
Der jährliche Anteil der Tage mit
Schneefall an den Tagen mit Niederschlag
ist in Sjenica 36 %, in Zlatibör 40 %, in
Vranje 25 % und in Kraljevo und Negotin.
22 %.
Im Allgemeinem kann man feststellen,
dass die Zähl der Tage mit Schneefall von
der Seehöhe, der Kontinental.ität und der
geographischen Läge der Station abhängt.
3. DIE SCHNEEDECKE
Die dargestellte jährliche Zahl der
Tage mit Schneedecke (Tabelle 1) zeigt
grosse Differenzen,die als Folge der Seehöhe,
der Kontinentalität,der Unterlage,
der geographischen Lage zu deuten sind.
Die jährliche Zahl der Tage mit Schneedecke
schwankt an den Gebirgsstationen
zwischen 91,5 Tage in DivSibare bis 158,8
Tage in Kopaonik. Crni Vrh, mit einer Seehöhe
von 820 m,fällt besonders,wegen seiner
geographischen Lage und Seehöhe, mit
einer ausdrücklich grossen Zahl der Tage
mit Schneedecke auf,die 108,3 Tage beträgt,
und grösser als an den übrigen
Gebirgsstationen, die eine grössere Seehöhe
um etwa 100 bis 400 m haben, ist.Unter
det} Stationen mit niedriger Seehöhe
ragen Zagubica und Negotin in der östlichen
Stationsgruppe und Titovo Üzice,Pozega
und Novi Pazar in der mittleren
Stationsgruppe hervor.
Auf der Figur 3 sind die Kurven der
Summenhäufigkeiten der Zahl der Tage mit
Schneedecke für ausgewählte Stationen
dargestellt.
Der Jahresveriäuf der Zahl der Tage
mit Schneedecke hat folgende Charakteristiken:
die grösste monatliche Zahl der
Tage erscheint in den Wintermonaten,danach
kommt März, gefolgt von November
und April. An Orten mit grössere? Seehöhe
scheint die Schneedecke manchmal im
Öktober und Mai auf, ausnahmsweise im September
und Juni. An Stationen mit kleinerer
Seehöhe ist die Zeitspanne der Schnee-
decke um zwei Monate kürzer, weil sie
ganz selten im April und Oktober auftritt;
äh Stationen mit einer Seehöhe Über 400
m nur ausnahmsweise im Mai.
oe/*
/ape
760 T
750
Hb
700 Z/.
Kt/
50
70 -
M*
M**-fe
Figur 3- Kurven der Summenhäufigkeiten
der Zahl der Tage mit Schneedekke
für Orte:Kopaonik(Ko),Vlasina(Vl),Zlatibör(ZI),Kukavica(Ku),
Vranje(Vr) und Kraljevo(Kr),
1949-1973
Auf die Bildung und Andauer,wie
auch die Schmelze der Schneedecke spielt,
neben anderem,die Lufttemperatur eine
grosse Rolle. Um im Groben die Differenzen
in der Verteilung der Lufttemperatur
verfolgen zu können,wurde die Lüfttemperatur
für fünf Orte mit charakteristischen
Lagen untersucht. Mit Hilfe des Jahresverlaufes
und der Jahresschwankung der Temperatur
konnte man den Grad der Kontinentalität
feststellen. Obwohl alle bearbeitete*
Stationen geographisch voneinander
entfernt sind, verschiedenen Varianten
des gemässigten kontinentalen Klimagebietes
angehören, sind sie manchmal verschiedenen
Einflüssen der allgemeinen Zirkulation
ausgesetzt.
Als Ergänzung der Temp eraturb edingungen
dient auch die Zahl der Frosttage,die
in Sjenica den Wert von 147,9, Zlatibör
119,3 , Kraljevo 72,1 ,Negotin 88,1 und
Vranje 83,7 Tage hat. Wenn man zu diesen
Daten noch die Werte für das absolute Minimum
der Lufttemperatur hinzufügt, erge-

-296-
ben sich daraus grosse Differenzen, weil
sie in Sjenica den Wert -38,0 (1954),in
Zlatibör -23,1 (1954),in Kraljevo -27,1°
(1956),in Negotin -28.5 (1963,1950) uhd
in Vranje -21,5 (1969) hat. Dadurch wird
ersichtlich,dass die Lufttemperatur mit
dem Erhalten der Schneedecke eng verbunden
ist.
Die maximale Höhe der Schneedecke
ist bei allen bearbeiteten Orten verschieden.
In Sjenica(z.Bsp.),wo sehr strenge
Bedingungen der Lufttemperatur herrschen
und auch eine niedrigere Niederschlagshöhe
um 200 mm von Zlatibör, obwohl sie
fast gleiche Seehöhe haben,eine ähnliche
Lage und nur ca. 70 km entfernt voneinander
sind,wurde eine maximale Schneedeckenhöhe
von 63 cm(Februar 1954),in Zlatibör
93 cm (März 1956),Kraljevo 90 cm (Februar
1954),Negotin 115 cm (Februar 1954) und
Vranje 48 cm (Januar 1963) beobachtet.
Aus allem vorne Angeführten sieht
man,dass die geographische Lage,die SeehÖhe,die
Unterlage und die lokalen Bedingungen
für die Bildung Und das Erhalten
der Schneedecke im Gebirgsgebiet aus -
schlaggebend sind.
4. DER FAKTOR Q
Der Faktor Q,der das Verhältnis der
mittleren Zahl der Tage mit Schneedecke
zu den Tagen mit Schneefall angibt,wurde
für 22 Stationen berechnet.Nach den Literaturangaben,
Antonik (1961), hat dieser
Faktor entlang der Küste Werte unter
1,0 und im Flachland von 1,0 bis 1,2 ,
über 400 m Seehöhe Werte die grösser als
1,2 sind.
Die berechneten Werte des Faktors Q
wurden in der Tabelle 1 dargestellt. Aus
diesen Resultaten- sieht-man.,.dass-er—die
Werte von 1,0 in Vranje bis 2,13 im Gebirge
Kopaonik annimmt. Meteorologische Stationen
mit niedriger Seehöhe bzw. im
Flachland,haben kleine Werte,die um 1,20
schwanken,das sind: 6uprija,Valjevo und
Kraljevo.Diese drei Orte gehören demselben
Niederschlagsregime an. Ihdessen,Negotin,obwohl
er die niedrigste Seehöhe
hat, im Flachland liegt und sich in einer
Lage befindet,die gegen die Walachische
Ebene offen steht,hat infolge seiner vergrösserten
Kontinentalität einen ausdrücklich
vergrösserten Wert des Faktors Q.
Die Stationen Vranje und Surdulica haben
hervorragend kleine Werte des Faktors Q,
w eil sie einem Gebiet mit verminderter
Niederschlagshöhe angehören, obwohl sie
sich auf einer Seehöhe von 458 und 500 m
befinden.
Die Differenzen in der Zahl der Tage
mit Schneedecke, Zahl der Tage mit Schneefall
und folglich auch beim Faktor Q, zeigen
sich bei allen Stationen. Es ist
selbstverständlich, dass man, um Schlussfolgerungen
von den Klimadifferenzen und
vom klimatischen Wert des Faktors Q in
einem so komplizierten Gebirgsgelände fassen
zu können, eine viel grössere Anzahl
von meteorologischen Stationen zur Verfügung
haben sollte. Auch diese 22 meteorologischen
Stationen,die an verschiedenen
Lagen aufgestellt wurden, geben einen Hinweis
auf die grossen Differenzen, die unter
anderem auch von der geographischen
Lage im Verhältnis zur allgemeinen Zirkulation,
welche die Bedingungen für den
Schneefall und auch zur Bildung
der Schneedecke gibt,auf einem so komplizierten
Teil des Gebirgsreiiefs auf der
Balkanhalbinsel abhängen.
Auf Grund der Analysen der Daten von
der Zahl der Tage mit Schneefall, der
Zahl der Tage mit Schneedecke und des berechneten
Faktors Q in einigen Gebirgsgebieten
Serbiens, kann man folgendes
schliessens:
1. An den Gebirgsstationen mit den
Seehöhen über 800 m erscheinen im Jahr
durchschnittlich 50 bis 75 Tage mit
Schneefall,ausser in Bosiljgrad,das durch
seine geographische Lage einem Teil mit
verminderter Niederschlagshöhe angehört.
Mit dem Zuwachs der Seehöhe nimmt die
Zahl der Tage mit Schneefall zu und es
verlängert sich auch die Zeitspanne mit
Schneefall im Laufe des Jahres. In den
Frühlingsmonaten erscheinen mehr Tage
mit Schneefall als im Herbst.
2. Die Zahl der Tage mit Schneedecke
auf den Stationen mit der Seehöhe über
800 m macht 90 bis 160 Tage im Jahr aus
(mit Ausnahme von Bosiljgrad).Auch die
Zahl der Tage mit Schneedecke nimmt mit
der Vergrösserung der Seehöhe zu,aber
hängt auch von anderen Faktoren ab, wie
von der geographischen und orographischen
Lage, der Kontinentalität u.a. Die Schneedecke
bildet sich von Oktober bis Mai,
auch ausnahmsweise im September und Juni.
3. Das Verhältnis der Tage mit
Schneedecke zu den Tagen mit Schneefall,
der Faktor Q, schwankt bei den Gebirgsstationen
zwischen 1,35 (Bosiljgrad),und
2,13 (Kopaonik).Er hängt vom Zuwachs der
Seehöhe, aber auch vom Grad der Kontinentalität,
ab.
5. REFERENZEN
Antonik B.,Das Klima von Potsdam(III)
Schneedecke, Schneedichte
und Schneefall in Potsdam,
Abh.M.H.D. der D.D.R. Nr.
61, Akad. Verlag,Berlin,
1961
Milosavljevic K.,Charakteristik der
Winter in den Gebirgsgebieten
Serbiens, 6.Internationale
Tagung für Alpine Meteorologie,Bled
i960,Beograd,
1961.

-297-
551.574.42(451.2)
LA DISTRIBUZIONE GEOGRAFIGA DELLE FORMÄZIONI DI GHIACCIO IN LIGURIA
Giuseppe Flocchini,Carlo Palau,Elio Tessore
Istituto Geofisico dell'Universitä
Genova,Italia
Abstract. Af ter a discussion on the meaning
of the terms ch-aracterizing the different
speclmens of i ce, on the basis ofthe obser
vatiöhs öf the dämages in Liguria caused
to the Vegetation and tohandmade by glaze
ahd rirr.e in the period 1960-77,the critical
areas of Liguria are delimitedahdthe
geographical distribution of these is discussed
from Standpoint of mountainous-topogräphical
elements.
Riassunto. Dopo una diseussione sul slgni
fieato dei terminliche caratterizzanoi va
r i tipi di ghiaccio, sulla base dei danni
causati in Liguria dal vetrone e dalla ga
laverna alla vegetazione ed ai manufatti
nel periodo 1960^-77, vengono delimitate le
aree della Liguria interessate dalle for-.
mazioni di ghiaccio di un certo spessore
e la distribuzione geografiea di queste
viene discussa principalmente in baseai
fattori oro-topografiei della regione.
1. IN.TRODUZIONE
Ih alcuni giomi dei mesi inverhall e me
si adiacenti parte della Liguria e fortemen
te interessata dalla formazione di ghiaccio
che si deposita sul suolo, sulla vege
tazione c sui manufatti — specialmente su
sostegni e cohduttori di linee aeree -eau
sando ingenti danni e rendendo alquanto
difficiie la circolazione. Le formazioni
di ghiaccio, seppure psservate giä da tem
po in numerose parti del mondo, BARRAY
(1935), LAMOXT (1946), e LANCTOT e AL,
(1960), sono tuttavia ancora poco conosciute,
soprattutto per quanto riguarda
gli ihtimi meccanlsmi di genesi e di ' accrescimento,
per quanto concerne le situazioni
meteorologiche responsabili e per
quanto riguarda gli effetti che la distri
buzlone e la conformazione degli ostacoli
orografici e la loro distanzä da distese
di acqua esercitanö sulla f ormazione e sul
lo sviiuppo di questa idrometeöra.
Le formazioni di ghiaccio sono State si
norä studiate principalmente in connesslö
ne con i danni causati dalle linee elettri
Che da KUROIVA (1965) e da YOUNG e SCHELL
(1.971);- i dati ed i risultati sinora acquisiti
al riguardo sono perö seärsienoA
estensibili in genere ad aitre regioni al
di fuori di quelle a eui fanno riferimento.
In Canada MC,KAY e THOMSON (1969) e FE'
LIN (1976) hanno fatto un censimento delle
aree' critiche al fine dl identificare
quelle nelle quali le linee elettriche ne
cessitavano di essere rinforzate o trasfe
rite altrove ih vista di miglibrare la u-
tilizzabilitä delle* reti.
InBelgiö SNEYERS(1,972) ha effettuatoun
confronto statistico fra i l numero dei
giorni con vetrone osservati nelle stazio
ni a quote inferiori con quelli osservati
a quote superiori. Ih Italia i l C.R.EI. -
Centro di Ricerca elettriea'dell'Enel-sin
dal 1969 ha impiäntäto una stazione speri
mentale al Passo di Pradarena studiando f e
nomehi di formazioni di ghiaccio su conduttori
di diversa sezione e la loro correlazione
coh i parametri ehe piu diretta
mente lo influenzano:BASSANI e AI,.(1971).
La formazione di ghiaccio in Liguria pre
senta perö caratteristiche alquanto diver
se da quelle riscontrabili in altre regio
ni. Scopo di una ricerca ihtrapresä nel
nostro Istituto Sülle formazioni di ghiac
cio e quello di investigare la distribuzione
geografiea del ghiaccio in Liguria,
ie cause meteorologiehe: associate alla sua
genesi., di studiärnel'accrescimentoin;cpn
nessione con i fattori meteorologici,, le
caratteristiche cristallografiche e meeca
niche dei vari tipi di :ghiaceio e di välu
tare 1'effetto della distribuzione degii
orografici e del mare sulla genesi, frequenza
ed intensitä delle formazioni di
ghiaccio-.
11 presente iavoro sl basa sui dati derivati
dal rilevamento dei danni causati in
Liguria alla vegetazione ed ai manufatti
dal vetrone e dalla galaverha nel periodo
1960-77; essi sono perciö espressivi di
formazioni di ghiaccio dl un certo spesso
re.
Per ragioni di spazio in quesLa nota ver
ranho perö espostl solamehte 1 risultati
relativi -alla distribuzione geografiea del
le aree critiche. Da quanto piü soprabre
vemente esposto, risulta evidente che la,
conoscenzä della distribuzione geografiea
del ghiaccio di un certo spessore in unä
data regione riveste notevole importanza
pratica poiche permette di avere a disposizione
elementi utili per la progettazlo
he di manufatti riducendone al minimo i
danni.
2. GARAT.TERI DISTINTIVI DEL GHIACCIO
Le formazioni di ghiaccio si presentano
con caratteristiche diverse da regione a
regione e persino nell'ambito della Stesse,
regione; d'altra parte la letteratura

-298-
scientifica sull'argomento e assai scarsa
e non omogenea ed esiste una confusione
notevole persino sul significato dei termini,
che definiscono i vari tipi di ghiac
cio,per cui spesso accade che formazioni
di ghiaccio con caratteristiche fisichedi
verse vengono considerate come appartenen
t i ad uno stesso tipo,come giä osservato
da DUFOUR (1968). Prima di esporre e discutere
i risultati del presente Iavoro e
necessario specificare come si classifica
no i vari tipi di ghiaccio.
Nella nostra regione le formazioni di
ghiaccio piü frequenti sono la brina, i l
vetrone e la galaverna. La brina e un
ghiaccio di aspetto opaco,lattiginoso, mo
deratamente adesivo e contenente diverse
bolle d'aria; la sua densitä e variabile
(0.3-0.7 gr./cc) a seconda del contenuto
di aria. Nella nostra regione questo t i ­
po di ghiaccio ha spessori e frequenze
piuttosto modeste; d'altra parte considerato
lo scarso peso dell'agricoltura sull'economia
della regione, la sua importan
za pratica risulta piuttosto ridotta. In
Liguria le formazioni di ghiaccio che r i -
vestono importanza pratica sono i l vetrone
e la galaverna che si differiscono a
causa delle diverse condizioni genetiche.
a) vetrone. 11 vetrone e una formazione
di ghiaccio compatta, trasparente, dura e
lucida,liscia,altamente adesiva, bagnata
in superficie, che si forma sul suolo,sul
la vegetazione e che ricopre completamente
gli oggetti in seguito a caduta di pioc;
gia soprafusa quando la temperatura delle
superfici di impatto e inferiore a 0°C.
ni nötevoli: cavi ed antenne abbattute,Ii
nee aeree divelte; tutto cio causato non
solo dall'aumento di carico per effetto
del ghiaccio ma anche a causa della aumen
tata superficie che i conduttori offrono al
vento. Nella Fig. 2 viene riportato un e
sempio di danni che possono essere causat
i dal vetrone.
Fig. 2: Sostegno della stessa linea a 380
KV abbattutosi in seguito al vetrone i l
giorno 9.12.1977-
b) galaverna: e meno resistente, meno com
patta del vetrone e possiede un piü basso
potere adesivo; essa ha un aspetto bian
co-opaco ed analogamente al vetrone si de
posita in spessori maggiori dalla parte di
provenienza del vento. Si forma prevalentemente
in presenza di atmosfera nebbiosa
e per solidificazione delle goccioline nel
l'urto contro gli oggetti; la sua densitä
einferiore a0.7 gr./cc. Nella fig. 3 vie-
Figura 1: Formazione di vetrone suunconduttore
di una linea elettriea a 380 KV;
localitä: Clavarezze - Comune di Valbrevenna
(Genova) i l 9.12.1977.
L'impatto con gli oggetti farompere l'e
quilibrio delle gocce; i l vetrone si forma
anche in atmosfera nebbiosa, ma,in tal
i casi gli spessori sono piuttosto modesti.
La sua densitä varia da 0.9a 9.92 gr
/cc; nella Fig. 1 viene riportato un esem
pio di vetrone. La parte emergente del me
tro e 10 cm.
Nei giorni con vetrone si verificanodan
1
-
Figura 3: galaverna formatasi sul Monte
Dente, sulla strada di Tiglieto (Genova)
i l 12.12.1977.

-299-
ne riportato un esempio di galaverna.
3, DISTRIBUZIONE GECGRAFICA
Sulla: base dei dannicausati alla vegetazione
ed ai manufatti dalle formazioni di ghiac
eio e stata costruita la Fig. 4; essa e
perciö espressivä della distribuzione geo
graf.ica di formazioni di ghiaccio di un
certo spessore nella nostra regione. Le
aree cri tiche sono delimitate da curve spes
se e continue mentre i l Crinale appennini
co e ihdicatö con tratteggio spesso.
Figura 4: distribuzione geografiea delle
aree dove si f.ormano vetrone e galaverna
di spessore consistente.
L'esame della Figura mette in.evidenza che
l'area interessata da formazioni di ghiac
cio di una certa entitä ricopre senza soluzione
di continuita una fascia, ehe interessa
i l Crinale appenninico dall'estre
mo lembo Orientale fino all'estremo lembo
Occidentale. La forma, i'ampiezzaela po
sizione dell'area sono legate alla presen
za della catena alpino-appenninica, alla
sua orientazione e alla sua distanza dal
mare* anche la quota dello spartiäcque,la
sUa distanza dal mare e la sua Orientazio
ne rispetto alla direzione predomihante
delle perturbazioni atmosferiche giöcano
un ruolo assai importante sulla distribuzione
, genesi ed aecreseimehto del ghiaccio.
Sul lato Orientale della Liguria l ' area in
teressata dal fenomeno e quasi, interamente
ubicata a monte dello spartiäcque men-,
tre nella parte centrale della regione la
area "critica" abbraccia siä i l versante
marino che quello padano degli Appennini;
da ultimo nella Liguria Occidentale e inter.essato
i l solo versante marino con limitati
sconfinamentl in quello padano. Le
aree critiche sono quelle nelle quali ha
sede i l massimo contrasto frä masse d' a-
ria di origine continentale e quelle caldo-umide
di origine tropicale. Lazönädo
ve tale. contrasto si verifica in modo piü
vistoso e quella posta all'estremo N del
Golfo.ligure in prossimitä della cittä di
Genova. In corrispondenza dei Passi situa
t i in tale area si notano delle: formazioni
di vetrone a volte impohenti e la loro
intensitä si deve mettere in relazione al
la piccola distanza dello spartiäcque: dal
mare ed al fatto che quivi lo scambio fra
masse d'aria continentali e marittime e
piü intense e piü frequente.
Le basse quote dello spartiäcque sonoqv
viamente dä mettere in relazione alla pre
senza dei valichi appenniniei e alle vallate
poste- sui lati settentrionale e meri.
dionale della dorsale; tale situazione fa
vorisce l'incänalamento delle correnti ae
ree. 11 vetrone si presentä di norma sul
versante marino e talvolta a monte dello
spartiäcque;. la diffüsione a N dello spar
tiacque e legata alla presenza di grossi
contrafforti montuosi a N dello spartiäcque.
Essi hanno sovente altezze medie su
periori a quelle dello spartiäcque come si
rileva nella parte centro-orientale della
Liguria.
Le Alpi Occidentäli creanö unä barr.iera
che si oppone ali 'avanzata delle forti per
turbazloni atlantiehe e devia le correnti
in corrispondenza cell'arco dell'Appenhino
ligure dimodoche la parte occidentale
della Liguria rimane sottovento e meno in
teressata al contrasto.
Un esame dettagliato della Fig.. 4 permette
di affermare che ih Provincla di Im
peria i l fenomeno di formazione del ghiac
cio non presentä caratteri particolarmente
rilevanti: ciö si deve principalmente.
ascri.vere alla notevole distanza dello
spartiäcque dal mare - in media 30 Km. -
ed alla sua altezza eleväta - mediamente.
1.500 m. -. I i vetrone in questa provincia
si forma in Unä fascia compresa fra 1
1.000-1.500 m. di quota e non si manife -
sta mai in zone prossime al mare, La formazione
interessa generalmente i l versante
a mare dello spartiäcque,, con eccezione
del tratto in sponda destra del fiume
Tanaro, nella zona compresa fra San Ber -
nardo di Mehdätica ed i l Colle di Nava. 11
fenomeno riveste in questa provincia carattere
di sporädicitä con spessori di
ghiaccio raramente superiori a 4-3 cm.;la
uniea, zona di grande importanza e quella
del Colle di Nava dove si manifesta ogni
inverno con spessori che, in casi eeeezio
nali, arrivano a 10 cm.
Nel Savönese i l ghiaccio presentä una di_
stribuzione geografiea assai Uniforme e
ciö a causa, della totaie assenza di grossi
contrafforti montuosi a N dello sparti
äeque. Se si eccettua una zona compresa
fra gli abitati di Vado e Vara Superiore,
dove lä frequenza non e molto rilevante
ed e legäta all'influenza del välico del
Faiallö ed alla presenza del massiccio del
M. Beigua i l vetrone si forma trä lo spartiäcque
ed i l mare in una fascia di quota
compresa fra i 300 rr.. e lo spartiäcque a
W di Savona mentre ad E della Cittä 11 I i

-300-
mite inferiore e elevato a 600 m.Nelle im
mediate vicinanze di Savona, dove la quota
dello spartiäcque e minore i l fenomeno,
oltre ad assumere particolare intensitä,
tende a manifestarsi in zone anche
molto prosslme al mare. 11 Colle di Cädlbona
non e particolarmente interessato -a
tale tipo di idrometeora anche se si osservano
grossi depositi nelle zone immediatamente
limitrofe. Tale fatto e probabilmente
da ascrivere alla tortuositä del
le vallate settentrionali, site a quote
molto elevate, che deviano lecorrenti fied
de sui colli adiaeenti. In quest'area le
formazioni di vetrone piu vistose si hanno
sulle colline a monte della zona compresa
fra Finale- Ligure e la rada di Vado;
qui si sono osservati spessori Variabili
fra 8 e 10 cm.
Nella Provincia di Genova i l fenomeno as
Bünte ia sua caratteristica piü rilevante;
la causa prima di ciö e da rieercare nella
posizione geografiea dell'area che, eis
sendo la piü settentrionale rispetto al
Golfe di Genova, determina l'aceumulazione
delle masse d'aria caido-um;ce. In que
st'area i l vetrone ha grande riievanza ed
acquista in corrispondenza dei passi appenniniei
ehe epronano la Gitta, caratte--
r i di tale eccezionalltä da renderii probabilmente
unici nell'ambito del territorio
naziohaie.
11 fenomeno ha caratteri completamente
diversi a seconda che sl cohsideri la -zona
prossima alla Cittä o quella a levante
della Provincia. Nella prima i l vetrone
si presentä indifferentemente sia a monte
che a valle dello spartiäcque con partico
lare frequenza in corrispondenza dei passi
appenniniei dov'e plürima nell' anno con
spessori che possono raggiungere anche i
1 5 cnt .
Nel levante della Provincia i l fenomeno
pur non raggi ungendo la frequenza e i'intens!
tä osservate vicino alla Cittä,e mol
to esteso e la diffüsione di esso e da met
tere in relazione alla presenza della dor
säle Monte Antola-Monte Alfeo e Monte Pen
na, ehe determina i l formarsi del ghiac -
clo unicamehte a monte dello spartiäcque,
con caratteri perö di particolare diffu -
sione; esso interessa infatti quasi completamente
i bacini imbriferi dei fiumi
Serivia,Trebbia e Aveto, partendo dalle aor
genti fino alla intersezione con la dorsa
le suddetta.
I i fenomeno in queste zone assume earat
tere di particolare gravitä medlamente ö-
gni 3 o 4 anni, eon spessori variabili da
zona a zona (5-10 cm.).
La Provincia di La Spezia e da ritenersi
quasi estranea alla formazione del vetrone:
quivi i l ghiaccio si forma regolay
mente a N dello spartiäcque ad immediato
eontatto con i l confine provineiale regio
nale. Cbntrarlamente al levante della Pro
vincia di Genova, dove i l fenomeno investe
tutte le vallate,qui sono interessate
solo le aree situate sulla sponda destra
dei flume Taro nella fascia immediätamente
a eontatto con la spartiäcque- fino ad
una quota di circa 700 m. e per i l tratto
compreso fra le sorgenti del fiume ed i va
lichi äppenniniei dell'alta Lunigiana.
4. CONCLUSI0NI
Da quanto sopra brevemente esposto,si e
vinee chiaramente che la Liguria e una re
gione fortemente interessata da formazioni
di ghiaccio di un, certo spessore e ehe
nella. loro genesi, e distribuzione geografiea
gioca un ruolo fondamentale la .presenza
della catena appenninica e la sua p
rientazione e distanzä dal mare:; lä presenza
di contrafforti elevati oltre lo
spartiäcque favorisce i l formarsi di ghiac
cio anche oltre i l Crinale.
5. BIBLI0GRAFIA
A.BARRAY,1935: Rapport sur l'enquete int,
ouverte pour lä CI.G.R.E. au sujet des depots
de givre qui se formente sur les con
dueteurs aeriens. Paris 6-15 Juin 1935.
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R.,,SNEYERS,,1972: La formation du verglasen
basse et moyenne Belgigüe eomparee ä Celle
du verglas en haute Beigigue-. Zborniü
Met. i Hidrol. Radova, Beograd.

-301-
551.578.43(454)
LA NEVOSITA'
SUL VERSANTE PADANO
DELL'APPENNINO SETTENTRIONALE
Guglielmo Zanella
Istituto di Scienze Geografiche - Laboratorio di Climatologia
Facoltä di Magistero
Universitä di Parma, Italia
Abstraet This paper presents the preliminary results
of an investigation on snow in a traet of the
Northern Apennines, on their Po-Valley side. The
seasonal (Oct.-May) averages of the snow-days, snowamount,
snov-eover, calculated for 62 stations in
the period 1946/47 - 1975/76, follov quite well an
expönential correlation vith the altitude. The relative
frequency and the niwmetrical coefficient
are briefly considered. The existence of a sub-reglonal
differentiation is discussed.
Riassunto In questa relazione vengono presentati
i primi risultati di uno studio sulla nevositä in
un tratto del versante padano dell'Appennino Settentrionale.
Le medie stagionali(Ott.-Mag.) dei
giomi nevosi, della quantitä di neve caduta, dei
giomi in cui i l suolo rimane eoperto di neve, calcplate
per 62 stazioni nel trentennio 1946/47 -
1975/^6, mostrano una correlazione esponenziale con
1'aititudine. Uh breve cenno viene fatto alla frequenza
relativa ed al coefficiente nivometrico. Sono
messe in evidenza e discusse differenziazioni
sub-regionali.
1. INTBODUZIONE
11 fenomeno della neve in Italia e stato oggetto
reeentemente di uno studio geografico riguardante
in sintesi tutto i l territorio nazionale.
La presente relazione vuole presentare i primi ri-
A
C
Ma
Tir
Fig.1 - Carta sehematica della regione studiata e distribuzione planimetriea delle stazioni.

-302-
sultati di una ricerca che esamina in dettaglio la
nevosi tA in un tratto dell'Appennino Settentrionale
e precisamente nel versante padano dell'Appennino
Ligure-Bniliano e Tosco-Bniliano compreso tra
i l F.Trebbia, ad ovest, ed i l F.Panaro, ad est
(Fig.l). L'area in questione, circa 7200 kmq, coincide
essenzialmente con le fascie di collina e di
montagna delle provincie emiliane di Piacenza, Parma,
Reggio Emilia e Modena.
In questo studio a carattere regionale ci si e basati
sulle osservazioni fatte in 62 stazioni(quota
minima 160 m, quota massima 1532 m) distribuite,
sia dal punto di vista planimetrico che altimetrico(v.Tab.I)
in modo abbastanza omogeneo su tutto
i l territorio. La densitä media e di una stazione
2. CALCOLO DELLE CORRELAZIONI ALTIMETRICHE
11 fattore che influisce maggiormente sulla
nevosita ^ senz'altro 1'aititudine. Per arrivare
a definire una relazione matematica tra queste due
variabili nell'Appennino Emiliano, si e utilizzato
un calcolatore elettronioo Olivetti P 6060. Mediante
una sua opportuna programmazione si e giunti a
stabilire che, per la nostra regione, la relazione
che megllo lega i valori medi stagionali dei giorni
nevosi, della quantitä della neve caduta e della
durata del mänto neve so, ciascuno separatamente,
all'aititudine e espressa da una funzione non lineare
e precisamente da una funzione esponenziale
del tipo-
Tabella I-Distribuzione ältimetrica delle stazioni. y'- a'exp(b'h) ( 1 )
Aititudine
m
fino a 2$0
251 - 500
501 - 750
751 - "'000
1001 - 1250
oltre 1250
Zona
A
2
7
1
2
2
Zona
B
1
5
8
7
5
2
Zona
C
3
5
6
5
1
Intera
regione
3
15
14
15
12
3
con y'= giomi nevosi, o quantitä della neve caduta,
o giomi con neve al suolo; a',b' = costanti;
h = aititudine.
Questa funzione e risültata valida anche considerando
singolarmente le sub-regioni B e C, mentre
per la zona A sembra piü adeguata una correlazione
lineare del tipo*
y - a + bh ( 2 )
dove y - giorni nevosi, o quantitä della neve caduta,
o giorni con neve al suolo; a,b =* costanti.
Totale
14
28
20
62
3. I GIORNI NEVOSI
ogni 116 kmq. Le stazioni fanno parte della rete
di rilevamento pluviometrico della sezione di Parma
dell'Uffieio Idrografico per i l Po. 11 periodo
considerato abbraccia 30 stagioni nevoae(Ott-Mag),
dal 1946-47 al 1975-76. Delle 62 stazioni utilizzate,
48, pari al 77,4 %, hanno avuto un funzionamento
ininterrotto per tutto i l trentennio, 8 hanno
funzionato per almeno 25 anni, le rimanenti per almeno
15 anni.
Allo scopo di mettere in evidenza eventuali differenziazioni
subregionali, i l fenomeno nevoso e stato
anche analizzato separatamente secondo 3 zone:
la zona A, la piü occidentale, eostituita essenzialmente
dal bacino del F.Trebbia; la zona B, che
eomprende le valli del F.Taro, del T.Parma e del
T.Enza; la zona C, la piü Orientale, eostituita dai
bacini dei fiumi Seeehia e Panaro(v.Fig.l).
Vi e da preeisare che in questo studio si e tralasciato
volutamente di considerare la stazione di
M.Cimone, appartenente alla zona C, perche situata
ad una quota (2165 m) che si discosta singolarmente
in modo troppo aeeentuato da tutte le altre.
Gli aspetti della nevosita ehe qui prenderemo in
esame sono la frequenza dei giomi nevosi, la quantitä
della neve caduta, la durata del manto nevoso,
nel loro rapporto eon 1'aititudine e prendendo come
base di confronto le medie stagionali(Ott-Mag).
Di altri due aspetti della nevosita, frequenza relativa
e coefficiente nivometrico, parametri che
notpriamente rivestono una notevole importanza dal
punto di vista climatologico, viene fatto, in questa
sede, solo un breve cenno.
Entro le quote delle stazioni ehe abbiamo considerato,
la neve puö eadere da ottobre a maggio.
Gn
* Zona A Gn = 6,929*0,005-h
r=0,796
* - B G"=s,s3oexp)o,oo*h)
r=0,949
o " C Gn-6,119 exp(0,001h)
r-0,96?
/ /7
c
/
-[ I -J L- -! 1 t-
!00 400 600 B00 1000 1:00 1400m h
Fig.2 - Relazione tra frequenza media stagionale
dei giorni nevosi e aititudine nell'Appennino
Emiliano e nelle sue sub-regioni A, B, C.

-303-
La frequenza media stagionale dei giorni nevosi nel-
1'Appennino Emiliano varia da un minimo di 7 ad un
massimo di 37. 11 mese piu nevoso & normalmente gennaio
seguito da febbraio e dicembre. Alle quote piü
elevate puö risultare ehe la maggior frequenza dei
giorni nevosi eäda in febbraio.
Per i l complesso della regione studiata, la relazione
tra media stagionale dei giomi nevosi e aititudine
& espressa dalla formula:
Gn = 5,829 exp(o,001-h) ( 3 )
r - 0,917
Per tutta la nostra regione, l'espressiohe matemätica
che eorrela la quantitä media stagionale della
neve caduta e 1'aititudine ^ espressa dall'equazione:
An = 45, 292 exp(0,001h)
r = 0,941
( 4)
eon An-< quantitä della neve caduta.
La Fig, 3 riporta. in modo analpgo alla precedente,
ia relazione tra quantitä della neve caduta e 1'aititudine
nell'intera regione e nelle tre zone.
cön Gn = gtömi nevosi; h = aititudine in m; r -
coefficiente di correlazione.
Nella Fig.2 sbnö diseghate, sullo sfohdo dei valori
realmente osservati nelle 62 stazioni, le curve ealreolate
che correlano la frequenza dei giomi nevosi
all'aitttudine nell'intera regione(curva continua)
e nelle zone A, B e C. Nella figura sono pure riportate,
per queste tre zone, le formule matematiche
delle curve con i rispettivi coefficienti di correlazione.
Ns
* Zona A = 24,140.0,017 h
r = 0,760
* - B Ns = 16,19:expio}001.h)
r = 0,939
o " C Ms = ia,io4exp(o,ooi-h)
fc0,942
/ .- c
4. LA QUANTITÄ' DELLA NEVE CADUTA
Nell'Appennino Emiliano la quantitä media stagionale
della neve caduta varia da un minimo di 53
cm ad un massimo di 404 cm. Gennaio &, salvo rare
eecezioni, i l mese durante i l quäle si verifica la
maggior caduta media di neve seguito da febbraio e
da dicembre. Nelle stazioni piü alte puö verificarsi
che marzo si dimostri in media piu nevoso di dicembre.
*
-A
An
300
*Zona A An=47;509t0,069 h
r=oiasi
. -' B An -46,600 exp

-304-
La Fig.4 presentä, nel solito modo, la relazione
che esiste tra durata del manto nevoso e aititudine
nell'intero Appennino Bniliano e nelle sue subregioni
A, B e C.
6. LA FREQUENZA RELATIVA ED IL COEFFICIENTE
NIVOMETRICO
Da novembre ad aprile, la frequenza media percentuale
dei giomi nevosi sul totale dei giomi
con precipitazioni, sia solide che liquide, varia,
nell'Appennino Emiliano, da un minimo di 14,8 % ad
un massimo di 53* 5 %, mentre i l rapporto percentuale
tra la quantitä di acqua da neve fusa e la quantitä
totale delle precipitazioni varia, in media,
da ün minimo di 6, 3 % ad un massimo di 34,7 %. Per
entrambe i parametri i l valore piü elevato viene
raggiunto normalmente in gennaio.
Da una prima e sommaria vaiutazione, sembra che nel
eomplesso 11 gradiente altimetrioo della frequenza
relativa e del coefficiente nivometrico sia, verso
le quote piü alte dell'Appennino, meno accentuato
di quello qui osservato per la frequenza dei giorni
nevosi, per la quantitä della neve caduta e per
la durata del manto nevoso, In particolare, per la
zona A la correlazione tra frequenza relativa e aititudine
appare nulla, mentre quella tra coefficiente
nivometrico e aititudine risulta addirittura negativa.
7. DISCUSSIONS DEI RISULTATI
Si vuole ora diseutere brevemente i risultati
fin qui ottenuti nella nostra ricerca.
Considerando globalmente i l tratto di Appennino studiato,
appare abbastanza evidente che le medie stagionali
del numero di giorni nevosi, della quantitä
della neve cäduta* della durata del manto nevoso
creseono con 1'aititudine in modo non lineare.
Esistono certamente delle anomalie nella distribuzione
verticale dei gradienti che emergono dal confronto
tra le curve calcolate ed i Valori realmente
osservati, ma la correlazione esponenziale adottata
sembra bene adattarsi nel eomplesso al nostro
caso, come dimostrano gli elevati coefficienti di
correlazione. Va preeisato, inoltre, che l'equazione
generale (1), ehe esprime tale correlazione, ^
passibile di correzioni tendenti a migliorarla.
Esaminando la nevositä secondo l'aTticolazibne
subregionale proposta, si nota che in effetti
esiste nell'Appennino Emiliano una marcäta differenziazione
locaie. Mentre, infatti, nella zona B
e nella zona C i l comportamento altimetrioo dei tre
parametri studiati in dettaglio e praticamente i l
medesimo, nella zona A, soprattutto nella sua parte
piü elevata, si nota un andamento del gradiente
altimetrico che si diseosta sensibilmente da quello
rilevato per le altre due zone. Anche per cio
che riguarda la frequenza relativa ed i l coefficiente
nivometrico, viene confermata la singolaritä
di comportamento della zona A.
Ad un primo giudizio generale, questo diverso comportamento
della nevositä nella zona A puö trovare
una sua giustifieazione nel fatto che lo spartiäcque
che separa tale zona dal versante tirrenieo.
raggiunge qui le quote piü basse rispetto a tutto
i l Crinale dell'Appennino Bniliano ed inoltre, come
risulta dalla lettura della carta della Fig.1,
in questo tratto lo spartiäcque offre la sua minima
distanza dal mare. Per inciso, giä in un precedente
studio riguärdante le precipitazioni nevose
hei versante ligure dell'Appennino, Dagnino(l953)
aveva notato, proprio in questo settore appenninico,
anomalie della nevositä, nello stesso senso da
noi rilevato, rispetto alle aree adiaeenti. Nel
confronto geografico con la zona A, le altre due
zone mostrano una maggiore e crescente continentalitä
e aititudine dello spartiäcque procedehdo ver^
so est. Per quanto riguarda in particolare la zona
C, vi e da ebnsiderare inoltre la presenza, nel
versante toscano, di un antiappennino, le Alpi A-
puane, che esalta ancor di piü la sua contihentalitä.
8. RINGRAZIAMENTI
Si ringraziano i l Dr.Ing.L.Cati, Direttore
dell'Uff icio Idrografico del Po di Parma, ed i l
personale dell'Ufficio stesso per la collaborazione
prestata nella raccolta dei dati utilizzati in
questa ricerca ed in particolare i l Geom.Giovannelli
per i l suo preziqso contributo nella elaborazione
statistica degli elementi primitivi. Uh
doveroso rihgraziamento anche al Prof.Metnieks,
Direttore dell 'Osservatorio Meteorologico dell 'Universitä
di Parma, per gli utili consigli elargit
i durante le varie fasi di questa ricerca.
9. BIBLIOGRAFIA
Ahfossi,G : Cenni sul regime della neve nell'Appennino
Settentrionale, Riv.Geogr.Ital., 1920,
Vol. 27, pp.3-16.
Bossolasco^ M. ; Le precipitazioni nevose nell'Italia
Settentrionale, Geofis.pura e Appl., 1948,
Vol.12, pp.286-292; Vol.13, pp.213-233.
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Mem.R.Uff.Centr.Meteor.e Geodin., 1935,
Serie 3, Vol.5, pp.57-65.
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ligure delle Alpi e degli Appennini, Geof.
e Meteor., 1953, Vbl.1, pp.95-97.
Min.LL.PP., Serv.Idrogr. ; La nevositä in Italia
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Gbil."Que sais-je ?", n.538, II ed., 1970.
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Atti della Tavola Rotonda, Roma 28-29 maggio
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Wilhelm, F. ; Schnee- und Gletscherkunde, Berlino,
De Grüyter, 1975.
Eco-
Zanella,G. : La neve nel clima di Parma, Parma
nomica, 1977, n.3, pp.37-56.

-305-
551.578.4:551 .589.1(234.31 )
SiTÜATtONS A L'ORtGiNE DE CHUTES DE NEiGE TARDjVES SUR LES ALPES FRANCAtSES
Jacques E. DUCLAY
Direction de ia Meteoroiogie
Paris-France
Abstract :. During the last winters, the snow cover was variable and often
täte. With a view to expiain this phenomenon, two typicai situatiöns generating
the snöwfaits observed at the beginning of spring have been studied
and schematized. The object öf this study aims at :
- bringing out the generat features of spring disturbances still active over
the French Aips,
- ahd then improving the weather forecast in that region.
s3
Resume : L'enneigement des derniers hivers a 6% variabte et souvent tardif.
Four expliquer ce phenomene, on a examine, puis schemätise deux
situations typiques ä t'origine de chutes de neige observees en debut de
printemps. Ceitravail a donc pour objet:
- de degager tes caracteres generaux des perturbations de printemps encore
actives sür tes AlpesFrancaises,
50
- d'ameliorer ainsi ta prevision du temps dans cette region.
1 - ETUDE DE L'EPISODE DU 8 AU 10 AVRIL 1973
LL Caracten'sti'ques de i'hiver i 972-73 et du printemps i p73;
Les premieres chutes de neige sont precoces: ie 27.10.72 jusque vers
1500 m. It neige encore en novembre, du 10 au 13 (vers 600 m), et te 20^
En decembre, cependant, te manteau neigeux disparait jusqu'ä 2000 m; ii
reste peu epais au-dela. Pour tes vacances de Noe'l 1972, il n'y a pas de
neige, sauf a tres haute alütude, dans tes stations de sports d'hiver. En janvier
1973, ü neige te 15 ä partir de 500 m, te 21 et surtout te 27 jusque
dans tes valiees. En fevrier, t'enneigement s'accröit encore avec de nouvettes
chutes i tres basse altitude te 10 et te 24. La Chartreuse et le Vercors
reeoivent des hauteurs de neige importantes. Mars, par contre, caracterise
par un deficit piuviomdtriqüe, voit ia neige fondre i moyenne altitude.
Heureusement, en avrit, ta neige tombe en abondance et meme plusieurs
fois, tes 2 et 3, ies 9 et 10, tes 19 et 20. En mai et juin, on note encore
queiques prgcipitations neigeuses aurdessus de 2000m, et m§me plus bas
te 7 mai.
Le printemps 1973 est donc un exemple d'enneigement tardif, apres un
stock hivemal variabte et generalement deficitaire. Du point de vue temperature,
dans tes regions Centre-Est et Sud-Est de ta France, mars et avrit
1973 sont froids (1 ä 3° en^dessous des normales niehsueltes). Les preeipi^
tations y sont deficitaires, surtout en mars. Dans ie departement de i'Isere,
par exempie, mars 1973 arrive au 4^*"e rang des mois de mars les plus
froids depuis 1959 et pour certains postes c'est ie mois ie ptus sec depuis
1920.
1.2: Situation generale au soi:
La Situation isobarique debut avrit 1973 est la suivante:
apt&f une courte Periode anticycionique ies l'er et 2, une perturbation de
Nord-Ouest traverse rapidement les Alpes du Nord le 3, a iaquette succedent
de hautes pressions atlantiques du 4 au 6. Celtes-ci dirigent de fair
froid et instaMe qui traverse te 7 ta France du Nord au Sud et penetre le 8
sur ta p^ninsule iberique. A son passage, ,la temperature baisse de 5 a6° ä
Ntmes et Perpignan, de 12*ä Madrid. Cette descente froide met en mouvementfair
chaud mediterraneen et decienche une sehe d'ondulätions: ta
ptus importante est situee le 8 sur le Gotfe de GShes. Le 9; une seconde
ondulation (lOOOmb) se forme ä 06 T.U. au Nord des Baieares: elte est
centree ä 12 T.U. a l'Ouest de la Corse et ä 18T.U. parages de Touton
(fig. 1). L'air froid direct s'enfonce vers ie Maroc, puis t'Ouest aigerien, et
repousse devant tui l'air chaud saharien. Consequences: une seute depression
(990mb) recouvre ta Mediterranee occidentale, aecompagnee d'une
forte baisse de pression (lOmb en 12h), te Systeme perturM associd comporte
undoubte secteur chaud: des temperatures superieures ä 30° sont
observees sur le Sud Tunisien.
Le 10 a 06 T.U., ia profonde depression (990mb) remohte vers te Nord-
Est sous la poussee de l'air froid qui se dirige vers ta mer TyrrMnienne. Le
double secteur chaud se retrecit et, bloque dans la partie Nord par ta petticule
froide recouvrant i'Attemagne, progresse ptus tentement. Cohse'quencey:
Stagnation d'un corps neigeux sur tes Alpes et persistance du mauvais
temps; augmentation des preeipitations sous forme de piuie: a St Äuban,
9,7mm le 8, 41,8mm le9(dont 12,9mmde6ä 18T.U.te9),sousforme
de neige Les Dourbes (1100m AlpesdeHauteProvence)lmm te8,42mm
te 9, St Pierre de Chartreuse (945 m Mre) 6,5 mm te 8^ 41,2 mm te 9,
preeipitations durables le 10 avec maximums en Mre et en.Savoie, baisse
des temperatures: te 10; 4 Nice, MAXIMUM.10°1 (precedent record depuis
1946: 14*3 en 1958).
40
18 TU
S3
Fig. 1 9.4.73
.J .3. Situation yeheraie en aititude:
Un thalweg, en formation le 8, s'aecentue te 9 sur l'Europe occidentale.
Dans sä partie meridionale, le champ de geopotenüel diminue (ä 700 mb,
en 36 h: -160 mgp i Nimes, -130 mgp a Bordeaux): une depression
s'isote et se creuse sur te Sud de ta France te 9 a 12 T.U. (fig. 2).
so
3*-
12TU Fig. 2 9.4.73

-306-
Sur la Mediterranee occidentale et les Alpes, le fiuxs!öriente ä Sud-Ouest,
mais les isothermes sont plutöt axees Sud-Nord, d'ou i'importance de la
descente froide vers la peninsuie iberique (ä 700mb, At en 24h: -13°ä
Madrid, - 7* ä Alger). Le 10 i 00 T.U. (Hg. 3), le creusement de la depression
se poursuit avec decalage de son centre (2800 mgp) vers le Nord-Est,
soüsl'actiön de i'air froid gagnaht legölfe du Lion. L'air chaud contpume
par le Nord la depression d'altitude, se rabattaht meme vers ie Massif Centrai.
Isohypses et isothermes sont orientees Sud-Nord, par effet de blocage
temporaire sur l'Europe centrale. Le 10 ä 12 T.U., l'air froid envahit l'Italie
centrale, rejetantl'äir chaud vers le Nord=Est, mais la descente froide se
limite au 40^°*^ parallele, son alimentation etant coupee par l'arrivee
d'une advection chaude sur l'Ecosse (ä 700mb^en 24h: + 5*). Le thalweg
initial, toujours bloqüe par üanücyclone atlantique, se decale maintenant
vers l'Est: la depression d'altitude, gardant sa merne valeur au centre (2800
mgp), se deplace vers les Alpes bavaröises, alors que la depression au sol
commence ä se combler. Ceci explique: la persistance du mauvais temps
dans le Sud-Est de la France, lThtensite croissante des preeipitations du 8
au ? et leur extension vers les Alpes autrichienne et suisse (Locamo:
20mm en 12 h nuit du 8 au 9, 56 mm en 24 h le 9).
30\
Le stock neigeux fin mars 1975, excedentäire dans les Alpes du Nord, reste
deficitaire dans les Alpes du Sud. Par contre, fin mars 1973, le stock neigeux
etait deficitaire.partout. Le mois d'avrii 1975 est tres contraste: du
ler au 11, tr& froidävec de frequentes chutes de neige: 4 ä 10 jours dans
un grand nombre de regions, meme dans le SudiEst (1 jour ä Nice, 3 jours
ä Monteiimar), du 12 au 19, plus doux, mais souvent pluvieux; du 20 au
30 beau. Comme ies 2 mois precedents, mai est froid, generalement pluvieux
avec des preeipitations neigeuses ä, basse altitude, en particulier le 3
mai vers 1000 m et au-dessus. Ainsi, apres un hiver exceptionneHement
dou*f, le printemps 1975 e^t Acid et c'est encore un exempie d'enneigement
tardif.
2.2. Situation gen^raie au soi
Le front froid d!une perturbation, qui ä traverse la France le 3, öndüle le 4
ä 06 T.U. des Baieares au golfe de Genes et ä la.Baviere. Le 4 ä 18 T.U.
(fig. 4), ce.front froid s'enfonce vers laCorse et l'Italie du Nord. Au debut
passage d'un front froid actif, mauvais temps dans le Sud-Est avec piuies
cötieres, neige des 800m (15 ä 20mm le 3, 5 ä 10mmle 4), surtout dans
les Alpes du Nord..
4
50

-307-
2.4..Locaiisation du phenomene
On a groupe tes reieves quondiens de 80 postes ciimatotogiques. Cet episode,
egalement important pour un debut avrii, est ptus durable que le precedent
et affecte tout le massif, un peu plus la partie Sud. Les preeipitations
cumutees du 3 au 6 sont de l'ordre de 50 mm: eiies atteignent 60 mm
en 2 jours dans ies Alpes-Maritimes, en 4 jours dans ies autres departements,
en particulier dans les Alpes-de-Haute-Provence et les Häutes-Aipes.
Par ieur mecanisme de formation, eiies presentent des points communs:
-preexistence de thalwegs d'altitude et isolement de depressions associees
ä des gouttes froides, centrees soit sur ie massif aipin ,(l*r cas), soit sur ie
Nord et l'Ouest de ia France (2eme cäs), ce qui est plus rare,
- descente d'air polaire le long de i'anücyclone atlantique plus ou moins
septentrional. Cef air froid gagne ia Mediterranee occidentale oü se forment,
au sol, des ondulations sur front froid. En altitude, s'etablit d'abord
288
so
^84
20
12 TU Fig. 5 4.4.75
Les maximums ont lieu le 5. Les preeipitations tombent sous forme de
neige, generalement ä partir de 1000 m et meme ä partir de 400 m dans
ülsere (18cm ä St Geoirs ie 6 ä 06 T U.). L'epaisseur de neige augmente
rapidement, notamaient dans ies Haütes-Aipes (Montgenevre-1860 m-
110 cm le 4, 160 cm ie 5), ies Alpes-de-Haute-Provence (Lambruisse
-1125 mr 8cm le 5, 35cm ie 6) et les Äipes-Majritimes (Entraunes 41250mr
15cm ie 5, 50cm ie 6). L'effet d'aititude est mis en evidence dans les
Alpes-Maritimes: neige a partir de 900m (Isolä, St Martin vesubie), piuie
au-dessous de 800 m (Tende, Uteile).
3 CONCLUSION
L'enneigement tardif se produit durant un printemps fröid, apres un hiver
tres doux dans ie cas d!avrii 1975. Ces episodes sont durabies (2 ä 4 jours
et pius): eh avril 1975, ie mauvais temps dure presqu'une semaine (du 3 au
9), avec des avaianches dans les Grisons (Suisse). Ces episodes sont relativement
frequents: avrii 1970 (du 12 au 14 et du 19 au 21), avrii 1976
(ie 7 et ies 14-15) et plus recemment avril 1978. Ces situations mettent en
evidence l'effet de latitude: les Alpes du Sud sont generalement plus
toüchees.
12 TU Fig. 6
5.4.75
une circulation zonale qüi se transforme souvent sur i'Europe en circuiation
meridienne par biocäge dü ä un anticyclone contihentäl,
- sur le massif aipin persiste un flux d'aititude Oriente entre Sud et Sud-
Ouest et dirige par une depression dont ia position est variable. Toutefois,
däns ies 2 cas, son combiement depend d'une advection chaude venant
par i'Ecosse et interrompant ainsi son aiimehtation froide. Des differences
apparaissent aussi:
- dans le second cas (ävrii 1975), ies chutes sont inhabituelles, tant en duree
qu'en quantite. Le combiement de ia depression se fait lentement sur
place, au Nord-Ouest et assez loin du massif aipin oü le flux reste Oriente
ä Sud-Ouest, ce qui exphque la repartition des preeipitations sur toute ia
chaine. L'air polaire generateur atteint les Alpes apres avoir decrit une trajectoire
moins meridionale que dans ie premier cas,
- i'episode piuvio-neigeux (avrii 1973) affecte surtout les Aipes du Sud, par
suite du fort creusement en Mediterranee et de i'expulsion froide jusqü'au
Maroc et ä l'Algerie.
Nous esperons que cette etude, ä üechelle synoptique, facilite la prevision
quantitative des preeipitations et qu'eile presente de l'interet dans le domaine
du ski de printemps.

-SOS­
SSI. 5,74.42 (234.37)
ICE DEPOSITIONS IN ROMANIAN MOUNTAINEOUS REGIONS
Elena Tepes
Inatitute of Meteoroiogy and Hydrology
Bucarest, Romania
Abatract This paper is a presentation of
the outoomea of the obaervationa performed
in mountaiaeoua regiona (at 15 meteoroiogicai
stations) within the period
1960-1977. After a short introduction of
the physioo-geographical and synoptic
conditions, the distribution of certain
parameters ia amphasized (given as average
and maximum values) regarding the ioe deposition
on oohductors.
The mountaineous regions in Romania
oohaiats in three Iarge units:the Eastern
Carpathiahs, the Southern Carpathians and
the Western Carpathians.
The Eaatarn Carpathians - directed
from north and north-west to aouth and
south-east are generally displayed in parallel
peaks, divided longitudinally, by
numerous depressions and wide, deep Valleys.
The Southern Carpathians are directed
from east tö west being the highest
massifs in our oountry, they appear as
great orographie knots from which secondary
peaks branch out radically.
The Western Carpathiana - eonaist
in three isolated mäsaifa:Banatulul mountaina,
Poiana Rusc& mountains and the
Western mountains.
The main characteristics of the
mountaineous relief, playing an important
part in ioe depositions formation,are the
following: altitude, relief.mountain chain
direction and slope orientation.
Almost wöthout any exception, all
the climatio characteristics are modified
function of the relief altitude reflected
in the vertioal zonality of the landshafts.
This is also obvious in the zonality of
iee depositIons in the Romanian mountains.
The general framework of zonality,
the forma of relief and slope orientation
impose local modifications,sömetimes essential
ones in ica deposition formation.
But the main oause of non-periodical variations
of the meteorological regime
through the yeara ia the general circulation
of atmosphere at aoil surface.
In our country the meteorological regime
is under the influence of four circulation
types: - westem circulation (abput
45% of the year) characterized by
mild winters and preeipitations, mostiy aa
rain; - polar circulation (30% oftheyear)
occasioning roughly oloudineaa and preeipitations
intenslfication beaidea the
temperature decrease; - tropical-sea and
Continental (about 15% of the year)determining
warm weather and mild winters);
- blocking circulation (about 10% of the
year) ia characterized by fine weather,
clear sky and dry heat.
Over the Romanian territory the influence
of the Carpathiana is considerably
feit upon the development of the atmospheric
circulation processes.Thus, under
the impact of the mountain chains the
cyclone trajectories are modified, the
fronts are deformed and consequently important
changes in weather not only in
mountaineous and central regions of the
country but also in the outlying ones. On
account of the mountains, the circulation
processes and the weather peculiarities ,
dependeing on them, do not develop simultaneously
or with the same intensity aain
the areas situated on both sides of the
Carpathians, which gives considerable differences
in the distribution of the main

-309-
climatio parameters and therefore of
ioe deposition ones.
the
The study of ioe depoaitiona on conductora
in the moaataineous regiona was
performed by means of obaervationa oarried
out within the interval 1962-1976 at
a number of 15 meteoroldgical stations
having an altitade higher than 1000 m and
10 atationa (auxiliary onea, below 10 m
altitude).
OUt öf the 15 atationa, 4 are located
in the Western Carpathiana,between
the altitadea of 1500 and 1900 m, eight
atationa are loealized ia the Soathern
Carpathiana, between 1450 and 2500 m altitude
and a Station situated in the Ba?
natului mountaina at 1430 m^ and two more
situated in the Apuseni mountains at 1380
-1840 m altitude.
Due to their height ahd maaaiveneaa
and continaity the Eaatern ahd Soathera
Carpathiana particuiariy, represent an obstacle
which account for the considerable
differences in the distribution of the parameter
ander study, in areas on both sides
of the mountains.
The barrage effect makes itself manifest
all the year round under the cir-^
eamatanoea of weatern advection ofthe air
maaaes. Under theae circamstances the wet
air masses circalating over our country -
from weat and aorth-weat, determineamore
frequent cloudy weather with preoipitations
and moistare on the westem and
aorth-westera slopes while on the eastern
and southern slopes, beeaase of their ascent
over the Carpathians, the air masses
get drier and the weather generally serene.
The influence of the barrage of the
mountain barrage of the Carpathiana is
feit particuiariy ln certain typical winter
stages, when eold oontinental air invades
our country, The moaBtaias deviate
the westward advanee of theae air masses
and limit their iaflaenee to the eaatern
slopes of the Eastern Carpathiana while
the weatern ones are mainiy under wet and
calm weather. Sömetimes, in winter, the
westem eold air Invasion, from the sea
is similarly hindered by the mountains so
thät in the weat of the country the temperature
ia very low, beiag higher beyond
the mountains. In case the air masses are
instable , the foroed ascent of the wet air
up the weatern and northern alopea of the
Carpathiana determinea oload formation and
abaadaat preeipitations while on the eaatern
and southern alopes due to adiabatio
heat foehn effects occur.
Thia presentation so far was meant
to emphasize the variability of ioe deposition
formation in time and apece.
Usually, the ioe is formed in circulation
conditions when the front andthe
wet warm advection air passes over cold
surfaces (in mountain regiona it is 00mmonly
observed that the glaze is very intense
when stable waves ocear on eold
fronta of slow movement - about 10 to 20
km/h).
The rime, however, deposits only in
case of Arctio-maritime air advection(with
very low temperatures) er due to intenae
radiation cooling of the moderate-marltime
air.
Sleet depoaitions aa well aa icing
anow are rareiy happenlng in mountain regiona.
Main parameters of iee deodaitions
The baaie material for this study
is provided by the data from observations
performed for a 5 to 15 years interval ef
time on the rimegauge (having its eonduetprs
mäde of 5 mm thick metal bars, installed
between 1.90 and 3.20 m height
from the soll) where the ooearreaee, development
and meltlng of the ioe depositions
were studied.
Frequenoy of iee depositions
Within the eold season of the year
and function of the evolution of the meteorological
conditions, several cases of
depositions oan take place.
The rime, glaze, sleet and icing
snow are formed in ease ef negative temperatures.
This is the reason why all meteorological
stations at altitadea above

-310-
2000 m, ioe depositions on eonduotorswere
slgnalled all the year round as negative
temperatures ocear there every month. At
the stations with altitadea between 1700
and 2000 m, *)he first day with ioe deposition
were slgnalled in Aagustor September
while the lasz iee is depoalted ln
Jane, while at the other stations situated
between 1400 and 1700 m, the first deposition
took place in Ooteber and the
last such phenomenon in April or May.
Dae to the wide variability of lee
deposition, the frequency of caaea with
depoaitiona differ from che month to a-
nother or from one year to another. Thaa,
at the altitude of 2000 m, the average number
of cases with depositions ia the period
ander study, during sammer months and
in September, varied between 0.5 and 4
while the maximum monthly frequency was
only of 2 to 7 oaaes. Düring cold months
this frequency was even higher (8 to 11
cases) but it is however low due to the
fact that one deposition instance lasts
longer as in cold months the meteorological
oondltlona are proper for ioe formation
and maintainanoe, for a longer period
of time.
Aa an annual average at the atationa
at above 2000 m altitude,more than
70 icing casea occurred, the annual maximum
being about 90 such cases. The frequency
of ioe deposition cases is lower
for lower altitudes such aa between 1700
and 2000 m the average annaal number of
deposition cases oacillated between 50 and
65 while the maximum number of oecarrence
osoillated aroand 75 and 85. At these stations,
in Jane, no iee deposition was sig-r
nalled and only one caee in Aaguat. The
lowest monthly frequency, less than 1 case
in average was reported in Jane foiiowed
by 1 to 3 cases in May and September and
a maximum of 3 to 8 cases. Withia the interval
October to April, lee-depoaitions
were noticed every year, 5 to 10 cases
being reeoraed monthly reaching a 8 to 17
maxlmam.
From the analysis of the valaes at
the stations situated between 1400andl700
m, it appears that during aammer months.
the ioe depositions on condactors ooeurred
only isolated in the Eastern Carpathiana,
and in May the frequency of oecarrence
ia of very little aignifieanoe
(1 to 2 eaaea in aeveral years).The most
relevant frequency was noticed in winter
months and in March, the average being a-
roand 3 and 10 cases and the maxlmam 5 to
20 cases monthly.
The average annaal iee deposition
cases at the stations situated between
the mentioned altitudes,oacillated around
20 and 40 caaea while the maxlmam between
30 and 60.
The frequency of days with iee depositions
As it is known, a ease of iee deposition
oan last from some tens of minutes
to several days on end, and this is the
reason why the medium and maxlmam number
of days with ioe deposition is Iarger than
that of the cases of lee deposing, particuiariy
in high regions of the mountains,
where a deposition oaas oan last a whoie
month long.
That day was considered a deposition
day in which there was a deposition
of any kind on conduetors, no matter its
duration.
The analysis of the map with mean
annaal frequency distribution ef the daya
with iee depoaition on eonduotora revealed
that more than 110 auch daya were
slgnalled at 1700 m altitade reaching 150
daya at 2000 m and 180 day above 2500 m.
The maxlmam annaal frequency exoeeded
150 daya at 1700 m and 210 daya at
2500 m height.
Between 1400 and 1700 m,the mean
annaal number of iee depoaition daya oscillated
between 30 and 100 days,the maximum
reaching something between 40 and
150 days.
The number of däys varies from one
month to another with a maxlmam ia December
and January, foiiowed by February,
March and November as months with the mean
number of days exceeding 20 and the maximum
of 25 days.

-311-
With altitudes higher than 1500 m,
April is often a month of numerous iee deposition
days thus the average number exceeding
15 days and the maximum 20 days.
Maximum duration of a deposition
Computations were done for all the
cases of depositions from the moment of
iee occurrence to that of total Clearing
of the conduetor and the maximum duration
proved to be of 5 to 10 days in mountain
regions during the cold months.
The maximum duration of a deposition
case at the stations situated above
2000 m high, was impossible to be determined
on account of the high wind speeds
that sömetimes blows off the entire snow
deposition and consequently clearsthe conduetor,
ending the respective case.
At a 1780 m high Station a case of
35 days deposition was recorded and at a-
nother Station situated at 1950 m the case
lasted 26 days. For most stations with
open platforms situated between 1400 and
1900 m, the maximum duration of a case
with iee deposition was 10 to 15 days and
at the sheltered ones 3 to 10 days.
The size of the iee deposition
In Romanian mountain regions, the
longest diameter of the iee deposition exceeded
50 mm from the 1000 m altitudereaching
200 mm at 1500 m height and more than
350 mm at 2000 m. At a 2500 m high Station
a 556 mm diameter could be measured.
Due to the fact that for the mountain stations
the existing type of rimegauge ie
not the most advisable instrument for deposition
measurements, and frequently the
massive iee depositions form an iee bloc
on the instaiiation these depositions can
no longer be measured. (Fig.l and 2).
Since 1975 some more stations have
been provided with a new type of rimegauge
with conduetors (of cable)(Fig. 3),
situated at 2; 3; 4 and 5 m distance; observations
are being carried out and results
are expeeted.
Mention should be made that 80% of
the iee depositions in the mountain zone
of our country were combined with crystal
or grain rime continuously alternating
Figure l.Ice depositions - Vlädeasa Station,
1975
i--.'
4^ , -
Figure 2. Iee depositions - Läcäu$i Station,
1977
Figure
3. Special rimegauge - Vlädeasa
Station
function of the atmospheric conditions
existing. The remainer of 20% were sleet
and icing snow or glaze depositions.

REFERENCES
TOPOR,N., STOICA, G.
Typea of oircalatioa and active atmoapheric
centera over Europe,196$,
Baoareat.
TEPES, E.
Pirat ontoomea of inatrameatal measurement
a on iee depoaitiona oncondaotora.
Hidrotehnica, Ooapod&rirea
Apeler, Meteoroiogia, 13, 1968, 4.
X X X
Clime of Romania, vol.I, 1962, Baoareat.

-313-
551.515.4(234.37)
AN OBJECTIVE ANALYSIS OF THE CLIMATOLOGICAL PARAMETERS ÖF
THUNDERSTORM ACTIVITY OVER THE ROMANIAN CARPATHIANS
Maria Paaou and Maria Iliaaon
Institute of Meteoroiogy and Hydrology
Bacharest, Romania
Ab8traot Conaidering the monthly and annual
data obtained by audio-viaual obaervationa
on the thanderstorms and alao conaidering
the reoordinga onthe flaah ooantera
within the period 1967-1976 at the
meteorological atationa ia the Romanian
Carpathiana, the functional interdependence
have been eatabliahed aa existing
among the olimatological parametera of the
thanderstorm activity: the number of thanderatorm
daya,the number of thanderstorms,
the latter'a daration ahd the namber of
eleotric diaohargea.
In view of a deeper knowledge of
the phenomenon, aa well aa of helping to
find the proper waya for extrapolatiag
the valaea and of reaponding the daily
practica requirements attempta were made
to eatablieh the functioning interdependence
exiating among the climatological
parametera of the thunderatorm activity:
the number of thunderatorm daya,the number
of thunderatorma,their daration and.
the number of eleetrio diaohargea.
The data provided by the audio-viaual
obaervationa upon thaaderstorms and
the reoordinga of eleotric diaohargea on
the flaah countere have been taken into
acooaat for the period 1967-1976 at the
meteorological atationa in the Romaniaa
Carpathiana.
Stadiea have been performed on the
correlation of monthiy (within the interval
May - September) valaea and the annual
onea of the parametera considered,
thaa determining the exiating relatlona
which expreaa the Variation of one parameter
function of the othera'.
Thia paper preaenta a corelative
analyaia by multiple regreasioa, the 11-
aear modal, conaidering one of the Variante
Independent while all the othera
are dependeat. Aa dopendent variables,
thoae parametera have been choaen that generally
diaplay longer seriea of data to
anable thaa, the aae of the established
relatioas in view of extrapolating the series
of valaes in order to estimate the
valae of that particular olimatio parameter
occurring in the caso of specific
values taken by the variables considered
independent.
The relations and notations used
in computations are as follows:
y = the dependent variable
xi " the Independent variables
which in this ease are 1 - 1.3
r^j - correlation coefficients between
variables
Xi and Xj (i,j = 1.3)
^iy " c°*reistioa coefficient between
the dependent variable, y, and
the independent one, x^
Sj = dispersion of tho variable
Xj (j . 1.3)
Xj * average of the Xj variables.
The coefficients of the regression
equation have been computed aocordlng to
the formulae below:
fj * ^ *iy > aj
b. = y -lh bj xj
In order to faoilitate the appreoiation
of the quality of reaulta, a table
was drawn for the analysis of the variant.
The ratio of each variable in regression
has been tested and by means of
the test the t variable values have been

-314-
computed according to the formula below:
b,
and similarly, the aoceptanoe of the regression
coefficients computed by means
of tost F, has been tested, thug caiculating
the values of the F variable according
to the following formula:
p „ sum of Squares due to regression
sum of Squares of deviations from
regression
In order to calculate the multiple
regression parameters a computation programme
was set up, in FORTRAN language ,
whioh has been rolled on a FELIX C - 256
Computer.
Here is a presentation of the results
yielded for the monthly values at
Predeal meteorological Station.
Name of the Averaga
variable value
1. number 10.79
of days
2. duration 29.658
3. number
of dis- 941.82
charges
Correlation Regression
coefficient coefficompared
to oients
the independent
variable
0.939 1.163
dependent
variable
4.number
of
thanderstorms
14.64
0.844 0.800
0.640 0.005
Intersection is with the axis - 0.7879.
The multiple correlation coefficient is -
0.955.
Residue table (number of thunderstorms)
Case
number
1
i
2
3
4
5
6
7
8
9
Observed
value
— 2
10.00000
11.00000
11.00000
9.00000
18.00000
8.00000
9.00000
10.00000
27.00000
Estimatad
value
Residas
2 3*
8.02512
12.98284
9.84653
9.46741
17.22560
9.05868
8.73591
10.69710
24.42793
1.97488
-1.98284
1.15347
-0.46741
0.77440
-1.05868
0.26409
-0.69710
2.57207
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
21
22
23
24
25
26
27
28
29
30
31
32
33
34
35
36
37
38
39
8.00000
16.00000
16.00000
17.00000
19.00000
19.00000
11.00000
17.00000
20.00000
29.00000
7.00000
16.00000
9.00000
8.00000
29.00000
8.00000
23.00000
23.00000
6.00000
30.00000
14.00000
16.00000
16.00000
19.00000
7.00000
16.00000
14.00000
12.00000
12.00000
8.00000
7.59279
15.21030
14.21180
16.16510
18.70616
16.22459
12.29422
13.39815
I6.60646
26.49284
6.46490
15.81898
7.03829
7.52507
30.33876
6.63821
25.84207
25.56218
7.81198
26.51131
16.70595
19.57437
13.39671
18.33528
7.93052
14.26528
17.08945
13.94979
12.55692
8.27418
31
0.40721
0.78970
1.78820
0.83490
0.29384
2.77541
-1.29422
-3.39815
3.39354
2.50716
-1.46490
0.18102
1.96171
0.47493
-1.33876
1.36179
-2.84207
-2.56218
-1.81198
3.48869
-2.70595
-3.57437
2.60329
0.66472
-0.93052
1.73472
-3.08945
-1.94979
-0.55692
-0.27418
The residae table was fally preseated
with a view to ülustrate the fact
that the results obtalaed are of a satisfaetöry
accuracy of eatimation.The method
desoribed is efficient and haa already
been applied at numerous meteorological
stations ia the Romaniaa Carpathians. If
enjoysthe advantage that all parameters
oharacteristic for the thunderstorm activity
are groaped; this method caa sueoeaafully
be employod ia deepeaiag the
kaowledge of the pheaomeaoa, ia extrapolatioa
and interpolation of valaea ia view
ef meetiag the informational requirements
in the varloas fieids of haman activity.
REFERENCES
ILIESCU, M., PASCU, Nf. (1975)
Contingeacy analysis by tabulating climatic
parameters oharacteristic of

thunderstorms reported by the Romanian
Carpathians upper stations from audiovisual
obssrvations and flash-counter
handling. Meteoroiogy and Hydrology ,
nr.2, Bucarest (paper delivered at the
14^ Conference for Alpine Meteoroiogy
15 - 19 of September, 1976, Rauris -
Austria).
PLACKETT, R.L. (i960)
Regression Analysis Clarendon Press,
Oxford.

-316-
551.515.4:551.578.7(436)
ZUR GEMITTER- UND HAGELKLIMATOLOGIE VON ÖSTERREICH
Konrad Cahak
Zentralanstalt für Iteteorologie und Geodynamik und
Institut für Meteorologie und Geophysik der Universität
Mien, Österreich
Abstract. The number of days with thunderstorm
and the number of days with hail during the Vegetation
period (may to September) are investigated
statistically. The days with thunderstorm
follow either a binomial or negative binomial
distribution depending on the degree of peraistency
between two events. The distribution of
the daye uith hail is either a Poieson distribution
or a negative binomial distribution, again
depending on the degree of persistency betueen
two events. Ths areas, in which one or the other
distribution is valid, are shown in figures. Further
figures represent the areal distribution
of the mean values of the distributions of days
with thunderstorm or hail, they show that those
zonee in Hustria have the highest number of deys
with thunderstorm or hail, which are wärmest in
thB same period of the year. The variability of
the frequencies is discussed by means of the maximum
frequencies psr year and of the auto-correlation-coefficients
of Ist order. Finally, ths
percentage of the days with hail in relation to
those with thunderstorm is shown by mesns of mean
values and extremee, i t comes out that the shars of
days with hail is Iarger in various parts of the
country, amounting to 10 percent, whereas the
over-all average is about 3 to 5 percent.
Zusammenfassung. Dis Zahl dar Tage mit Gewitter
und die Zahl der Tage mit Hagel während der Vegetationsperiode
(Mai bis September) werden etatistisch
untersucht. Dis Tage mit Gewitter folgen
entweder einer Binomial- oder einer Negativen
Binomlalverteilung je nach dem Grad der Erhaltungsneigung
zwiechen zwei Ereigniesen. Die
Verteilung der Tage mit Hagel iet entweder eine
Poisson Verteilung oder eine Negative Binomlalverteilung,
wieder abhängig vom Grad der Erhaltungsneigung
zwischen zwei Ereignissen. Die Gebiete,
in denen die eine oder die andere Verteilung
gültig ist, werden in Abbildungen gezeigt.
Meitere Abbildungen zeigen die flächenmäBige
Verteilung der Mittelwerte der Verteilungen
der Tage mit Gewitter oder Hagel, sie
zeigen, daB jene Zonen in Österreich dis höchste
Zahl von Gewitter- oder Hageltagen aufweisen,
welche in derselben Periode des üahree am wärmsten
sind. Die Veränderlichkeit der Häufigkeiten
wird mit Hilfe der maximalen Häufigkeiten
pro 3ahr und der Autokorrelationskoeffizienten
ereter Ordnung diskutiert. SchlieBlich wird das
Verhältnie zwiechen der Zahl der Hageltaga und
der Gewittertage auf Grund von Mittelwerten
und extremen Quotienten besprochen, es zeigt
eich, daB der Anteil der Hageltage in verschiedenen
Teilen des Landee bis auf 10 % ansteigt,
während er im großräumigen Durchschnitt bsi
3 bis 5 % liegt.
Gewitter und Hagel stehen nicht nur physikalisch
und durch ihre Bindung an Cumulonimbuswolken
in Verbindung, sie haben auch die Schwierigkeit
der klimatologischen Beerbeitung gemeinsam.
Gewitter haben eine solch klsine Flächenauadehnung,
daB sie eigentlich nur mit einem Spezial-?
beobachtungsnetz erfaßt werden können, dee allerdings
keine Beobachtungen gleicher Verläßlichkeit
wie ein Netz von Klimastationen erwarten läSt.
Für Hagel gilt dies noch mehr..Dazu kommt, daß
Hagel für einen fixen Beobachtungsort ein durchaus
seltenee Ereignis ist. Menn daher im folgenden
der Versuch gemacht wird, das Auftreten dieser
beiden meteorologischen Ereignisss klimatologisch
zu fassen und in Kartendarzustellen, dann
ist von vornherein klar, daB nur sin grober Überblick
über die Verhältnisse gegeben werden kann,
der lokal sicher sehr stark variieren kann, der
aber doch als Hinweis auf die Grundzüge der räumlichen
und zeitlichen Verteilung gelten kann.
Als Einhsit der Elemente wurde der Tag mit
Gewitter, bzw. der Tag mit Hagel gewählt. Der Tag
wird dabei von Mitternacht bis Mitternacht gezählt.
Der Beobachter meldet ein Gewitter, wenn
er Donner gehört hat, wie dies der MMO-Vorschrift
entspricht. Um sinen möglichst gut belegten Beobachtungszeitraum
zur Verfügung zu haben, wurden
die üahre 1946 bis 1975 ausgewählt. In dieser Arbeit
wird nur die Vegetationsperiode, d.h. die
Monate Mai bis September (jeweils einschließlich),
betrachtet. Dies ist die Zeit, die wegen der Hagelschäden
für dis Anwendung besonderes Interesse
beansprucht und in der auch wenig Schwierigkeiten
mit der Definition des Hagels zu erwarten
sind, sodaB die Beobachtungen bis auf Gipfelstationen
als homogen zu betrachten eind.
Bei einer Betrachtung längerer Beobachtungsreihen
zeigte sich, daB beide Elemente, Tage mit
Gewitter und Tage mit Hagel, jeweils nach zwei
Verteilungsfunktionen verteilt sein können, je
nech dem Gebiet, in dem die Station liegt. Es
sind dies beim Gewitter die Binomlalverteilung
(Bernoulli-Verteilung) oder die Negstive Binomlalverteilung,
beim Hagel die Poissonverteilung
oder die negativa Binomlalverteilung, Der Gültigkeitsbereich
dieser beiden Verteilungsfunktionen
ist in der Abbildung 1 und 2 dargestellt. Das
Auftreten der Negstiven Binomlalverteilung zeigt
an, daß die einzelnen Beobachtungen der Elemente
an einer Station nicht unabhängig voneinander
sind, daß in dem Element slso eine gewisse Erhaltungsneigung
enthalten ist. Abb. 1 zeigt, daß
in Ostsrrsich dis Gewittertage überwiegend gemäß
der Negativen Binomlalverteilung verteilt
sind, nur im Ostsn des Bundesgebietes sind grössere
Gebiete, in denen die einzelnen Gswittertage
offenbar unabhängig voneinander sind, sodaB
die Bernoulli-Verteilung wirksam wird. Das Umgekehrte
zeigt Abb. 2 für den Hagel. Im überwiegenden
Teil usterreiche gibt die Poisson-Verteilung
eine hinreichend gute Darstellung für die Hegelverteilung,
nur einzelne Gebiete des Ostens und
des SUdsns fallen heraua, es sind dies nahelisgenderweise
diejenigen Gebiete, in denen die Hegelhäufigkeit
größer ist als dsm allgsmsinsn
Durchschnitt sntspricht.
Um die vorhandenen Beobachtungsraihen möglichst
weitgehend auszunutzsn, war es notwsndig,
kürzere Reihen auf die Gesamtperiode von 30 Jahren
zu reduzieren. Es wurden dabei die allgemeinen
Anaätze, die in der MMO Technical Note No.
143 enthalten sind, für die vorkommenden drsi
Verteilungen angewandt und so das Stationsnetz
verdichtet. Die auftretenden Korrekturwerte eind
von der Korrelation dar Beobachtungen zwischen

-317-
dem beiden Stationen im gemeinsamen Beobachtungaintervall
abhängig, es zeigt eich, daO eie im
verwendeten Material nicht sehr groB wurden.
Die mittlere Zahl der Tage mit Gewitter ist
in Abb. 3 dargestellt. Die meisten Gewitter wurden
in der Südost-Steiermark beobachtet, wo Mittelwerte
über 40 Tage auftraten. Uberhaupt zieht
sieh eine Zone maximaler Mittelwerte von der
Bergzone nördlich des Mörtherssse (Gurktaler
Alpen) über die Südost-Steiermark (Grazer und
Leibnitzer Becken) zum Südhang des Mecheelgebirges,
in der die Mittelwerte gröOer ala 30
Tage sind. VerhältniemäSig hoch i8t die Gewitterhäüfigkeit
auch im Räume Salzburgs und des
oberen Trauntales, sowie Teilen des Inntsles
und der Rheinebene. Die niedrigsten Mittelwerte
finden sich in Stationen des Alpenhauptkammes
und Teilen des nördlichen Vorelpengebietes.
Dis mittlere Zähl der Tage mit Hagel
(Abb. 4) weist eine ähnliche Verteilung auf.
Die gleiche Zone von den Gurktaler Alpen über
die Südost-Steiermark bie zum Mschsel-Südheng,
die die meieten Gewitter aufweist, bringt auch
die meisten Hagelbeobachtungen. Daneben finden
sich auch verhältniemäOig hohe Zahlen der mittleren
Hagelwahrscheinlichkeit im Mühl- und Maldviertel
(nördlich der Donau), im Salzkammergut
und einzelnen Zonen der nördlichen Alpen.
Die Zone höchster Gewitter- und Hageltätigkeit
weist im Sommer auch die höchsten Tsmpersturen
auf, ist also prädestiniert für den Einsatz
starker Konvektion. Analogee gilt wenigstens
im Verhältnis zu deren nächster Umgebung
auch für die anderen Gebiete.
Gewitter und Hagel stellen eshr variable
Elemente dar, daher muB die Därstsllung durch
Mittslwerte durch Hinweise euf die GröBe dieser
Variabilität ergänzt werden. Menn man die höchsten
Zahlen der in einem einzelnen Jahr während
der Vegetetionsperiode beobachteten Gewitter-,
bzw. Hageltage betrachtet, zeichnen sich einerseits
wieder die schon oben genannten Gebiet ab,
wobei in der Südost-Steiermark die abeoluten Maxima
zwischsn 50 und 59 Tagen liegen, snderseits
gibt ee aber auch Extreme in Gebieten, die bei
Betrachtung der Mittelwerte nicht so auffeilen.
Z.B. weist das nördliche Niederöeterreich Extreme
zwischen 40 und 47 legen euf, während die Mittelwerte
keine suffällige GröBe erreichen. Analog
steigt in der Südost-Steiermark auch die Zahl der
Hageltage auf ein Maximum zwischsn 4 und 10 in
einer Vegetationsperiode an, daesslbe gilt für
den Bereich des Salzkammergutes und der Traunebene.
Hohe Extreme, wenn auch nicht eo hoch wie
in der Südost-Steiermsrk, treten in Südkärnten,
am Südhang der Hohen Tauern und am Oathang des
Miener Maldee auf.
Naben der Variabilität der Häufigkeiten
der Gewitter- und Hageltage interessiert auch
die interanuelle Variabilität, die man durch dis
Autokorrelationskoeffizienten 1. Ordnung charakterisieren
kann. Abb. 5 zeigt, da8 bei den Gewittern
im ganzen Bundesgsbist positive Autokorrelatiönskoeffizienten
überwiegen, die vor allem
in den Gebieten des Alpenhauptkammes, im Salzkammergut,
im Bereich des Meinviertels nördlich
von Mien und in Kärnten signif ikant hoch werden.
Die negativen Autokorrelationskoeffizienten bleiben
überwiegend klein und daher nicht signifikant.
Dies zeigt, daB in der Gewittertätigkeit von
Jahr zu Jahr nur wenig Änderungen auftreten,
daB Perioden mit höherer oder geringerer Gewittertätigkeit
auftreten, bzw. zu erwarten sind.
Beim Hagel (Abb. 6) halten sich die Flächen mit
positiven und negativen Autokorrelstionskeffizienten
die Maage, wobei Gebiete mit im Mittel
hoher Hagelwahrscheinlichkeit eine Tendenz zum
Mecheel hagelreicher und hagelarmer Jahre aufweisen.
Allerdinge iet gerade im Falle der Hagelverteilung
die Bedeutung der positiven Autokorrelationskoeffizienten
stark eingeschränkt,
da immsr wieder Perioden mit Jahren ohne Hagel
auftreten, wenn der Mittelwert sehr klein ist,
vor allem wenn er kleiner als eins ist, was
doch in weiten Gebieten auftritt. Daher fallen
gröBtenteile die Gebiete mit poeitivem Autokorrelationakoeffizienten
mit den Gebieten mit
Mittelwert kleiner al8 eins zusammen.
Es wurde auch untersucht, in wievielen
Fällen ein Gewitter zum Hagelfall führt. Dazu
wurde die Zahl der Tage mit Hagel durch die
Zahl der Tage mit Gewitter dividiert und das
Ergebnis in Promille eusgedrückt. Dies kann gemacht
werden, da im betrachteten Gebiet und
Zeitraum keine Hagelfälle ohne Gewitter aufgetreten
8ind, womit die Berechtigung für das Verfahrsn
gegeben erscheint. Diese Verhältniszahlen
weisen sine statistische Verteilung auf, deren
Mittelwerte in Abb. 7 in Kartenform dargeetellt
sind. Von vornherein könnte man annehmen, daB
dieee Verhältniszahl über ganz Österreich ziemlich
gleich groB sein könnte und die Hagelhäufigkeit
dann eine direkte Folgs der Gewitterverteilung
wäre. Dies ist jsdoch nicht der Fall.
Es steigt der Hagalanteil an den Gewittern im
Maid- und Mühlviertel, Salzkammergut, einigen
Bereichen in den Zentralalpen und am JMordwestrand
des Grszsr Beckene auf Ober 10 % an, es gibt
aber auch Gebiete, vor allem im westlichsn Teil
dsr Zentraiaipen und südlich der Tauern, wo der
Hagelanteil auf etwe 1 % absinkt. Im groBen
Durchechnitt liegt das Verhältnis Hageltags zu
Gewittertage bei 3 - 5 %.
Auch in diesem Fall wurden die Maxima der
Verteilung aufgesucht. Maximalwerte mit 50 %
liegen in der Südoet-Steiermark, anderssits aber
in hochgelegenen Stationen des Arlberggebietes,
dsr Hohen Tauern und ihree Südrandee und am
Nordrand des Salzkammergutes. Diese hohen Hagelanteile
an den Gewittertagen traten aber nur in
einzelnen Vegetationaperioden auf, sie sind eine
Seltenheit. Des Minimum der Verhältnisse liegt
netürlich bei null, da es Einzeljahre ohne Hagelfall
an einer Station in größerer Anzahl gibt.
Im Durchschnitt liegen die Maximalwerte zwiechen
10 und 20 % der Gewittertage, wobei die hagelreiche
Zone der Südoet-Steiermark keine Auenahme
bildet.
Hier soll noch erwähnt werden, daB as nicht
zulässig ist, mittlere Verhältniszahlsn für Hagel-
und Gewittertage daraus abzuleiten, daß man
die mittleren Zahlen der Tage mit Hagel durch
die mittleren Zahlen der Tage mit Gewitter dividiert,
da der Erwartungewert eines Quotienten
nicht gleich dem Quotienten der beiden Mittelwerte
ist. Man würde im gegenständlichen
Fall zu relativ groBen Abweichungen gegenüber
den in Abb. 7 verwendeten Merten kommen.
Diese Arbeit stellt einen Teil einer umfangreichen
klimatologisch-atatistischen Bearbeitung
der Gewitter- und Hageltage dar, die
voraussichtlich im nächsten Jshr veröffentlicht
wird.

-318-

-319-
Abb. 5. Autokorrelationskoeffizienten 1. Ordnung
für die Geuittertage.
JO
JO
50
JO
JO
JO
JO
JO
50
JO
5S$
CD
50
JO
JO JO

-320-
551.509.617(494)
POSTER
METEOROLOGISCHE EXPERIMENTE IM GROSSVERSUCH IV ZUR HAGELABWEHR IN DER SCHWEIZ
Bruno Federer, Patrick Hächler, Hans-Heinrich Schiesser, Willy
Schmid, Bruno Thalmann, Albert Waldvogel und Martin Zimmermann
Atmosphärenphysik ETH
8093 Zürich, Schweiz
Abstract Since 1976 an international hail
suppression experiment is conducted in the Lucerne
area. In this 5-year, randomized field experiment
the Soviet method of hail suppression using Iarge,
high altitude silver-iodide rockets is tested. This
poster illustrates the basic experimentai design,
the a priori determined Statistical evaluation
method (predictor function for hailstorms, test
variable, test) as well as the results of the
different meteorological experiments which are
conducted within the framework of this field
experiment:
a) Measurements of the kinetic energy of hailfalls
by means of S-band radar and 400 hailpads. Using
a radar reflectivity/flüx of kinetic energy (Z-E)
relationship derived from many measurements, the
coefficient between radar energies and hailpad
energies is around 0.8.
b) Measurement of time resolved hailstone size
frequency distributions (hailspectra) in pulsating
multicellular and in supercell thunderstorms. The
spectra indicate the character of the storms.
c) Characteristics of embryo growth zones by interpreting
hailstone thin sections. At the beginning
of a hailfall we observe Iarge concentrations of
rimed hailstone embryos while at the end about 80 %
of the embryos are frozen drops of an average diameter
of 2 mm.
d) Deuterium analyses of hailstones. Determination
of the temperature zone in which the embryos grow
and of the hailstone trajectories.
e) Statistical description of radar echo populations
of different reflectivity factors.
f) First results of silver analyses in precipitation
water and of the measurements with the dual Doppler
radar will also be presented.
Zusammenfassung Seit 1976 findet in der Gegend von
Luzem ein internationales Feldexperiment zur
Hagelabwehr statt. In einem 5-jährigen, randqmisierten
Versuch wird die sowjetische Abwehrmethode
getestet, bei welcher grosse, hochreichende Silberiodidraketen
benützt werden. Der Poster illustriert
die Grundzüge des experimentellen Vorgehens (Radarkriterium,
Raketenabschüsse) der bereits festgelegten
statistischen Auswertung (Prädiktorfunktion,
Testvariable, Test) sowie die Resultate der verschiedenen
meteorologischen Experimente, die
innerhalb dieses Versuchs durchgeführt werden.
a) Messung der kinetischen Energie von Hagelfällen
mit einem S-Band Radar und 400 Hageldetektoren.
Aufgrund einer aus vielen Messungen abgeleiteten
Beziehung zwischen Radarreflektivität und dem Fluss
der kinetischen Energie (Z-E -Beziehung), wird der
Körreiationskoeffizient zwischen "Radar-Energien"
und "Hageldetektoren-Energien" etwa 0.8.
b) Messung von zeitaufgelösten Hagelkorngrössenverteilungen
(Hagelspektren) in pulsierenden Multizellen-
und in Superzellen-Gewittern. Die Spektren
zeigen den Charakter der Gewitter an.
c) Charakterisierung von Embryowachstumszonen durch
Interpretation von Hagelkorndünnschnitten. Am
Anfang eines Hagelfalles vermehrtes Auftreten von
Graupeln (verreiften Embryos), nachträglich bis zu
80 % gefrorene Tropfen mit einem mittleren Durchmesser
von 2 mm als Hagelkornembryos.
d) Deuteriumanalysen von Körnern. Bestimmung der
Temperaturzone, in der Embryos wachsen sowie der
Hagelkorntraj ektorien.
e) Statische Beschreibung von Radarechopopulationen
verschiedener Reflektivitätsstufen.
f) Erste Resultate der Silberanalysen in Niederschlagswasser
und der Messungen mit den 2 Dopplerradars
während des Sommers 1978 werden ebenfalls
präsentiert.

-321-
551.577.2:551 .579(234.3;)
DER ENTWURF VON VERTEILUNGSKARTEN FÜR NIEDERSCHLAG,
VERDUNSTUNG UND ABFLÜSS IN DEN ALFEN
A. Baumgartner, E. Reichel ünd G. Weber
Lehrstuhl für Bioklimatologie und Angewandte Meteorologie
der Universität München
München, Deutschland
Abstract The derivation of the water balance ih
the Alps can be based on existing precipitation
maps, but distribution-maps for evaporation (E) and
for runoff or disCharge (D) are missing. Measurements
are available only for D, however not for E.
Maps for E resuit fröm linear relationship between
E ° P - D and airtemperatures or altitudes under use
of topographical maps with minor corrections for
amall P-välues. The maps for discharge originate
finally by subtraction oi the values in the maps
for P and E,
Zusammenfassung Zur Ableitung der Wasserbilanz in
den Alpen liegen zwar Verteilungskarten für den Niederschlag
(F) vor, sie fehlen aber für Verdunstung
(E) und AbfluH (D). Messungen gibt es nur für D,
nicht für E. Karten für E ergeben sich aus linearen
Beziehungen von E - P - D zur Lüfttemperatur bzw.
zur Seehöhe aus den Isohypsenkarten unter Korrektur
bei geringem P. Karten für D entstehen dann durch
Subtraktion der Karten für P und E.
1. GRUNDLAGEN
Die Wasserbilanz der Alpen ist durch Lütschg
(1915-43), Walser 0934), Reichel (1957), Steinhäusser
(1952-75) und andere in Teilgebieten bearbeitet
worden. Eine die ganzen Alpen umfassende Darstellung
fehlte bisher.
Im Rahmen einer Untersuchung der Wasserbilanz
der Alpen für den Zeitraum 1931-60 in der Form
Niederschlag (P) = Verdunstung (E) + Abfluß (D)
mußten zur Ermittlung der drei Größen P, E und D
Verteilungskarten für diese Elemente entworfen werden.
Als Material dafür liegen Verteilungskarten
bzw. Messungen von P und Messungen von D an den Pegelstellen
im Alpengebiet vor. Auf diesen Grundlagen
wurden vorhandene Karten für P teils übernommen
(Schweiz, Bayern, Osterreich), teils als Basis
für neue Entwürfe verwendet (Frankreich, Italien,
Yugoslavien). Für E und D wurden für 485 Einzugsgebiete
die Gebietsmittel von D aus den Abflußmengen
und für E als Differenz P-D berechnet. Beim Entwurf
der Verteilungskarten für E und D stellt sich das
Problem, die Gebietsmittelwerte von E und D als Integral
in die Darsteiiung von Isolinien für E und
D aufzulösen.
2. BEARBEITUNGSMETHODE '
Die Umsetzung der Gebietsmittel wurde zunächst
für E durchgeführt (vgl. Abschnitt 3), weil diese
Größe in einer starken Abhängigkeit von der Lufttemperatur
T und damit von der Meereshöhe H steht, während
die regionalen Änderungen klein sind. Wenn man
also die Korrelationen zwischen T und E bzw. H und
E ermittelt, kann man die Gebietsmittel für E anhand
der Isohypsen in Isolinien für E auflösen. Die
Isolinien für D findet man dann als D = P - E durch
Subtraktion der beiden Karten (vgl- Abschnitt 4).
Bei diesem Vorgehen mußte in jeder Phase der
Bearbeitung die Gleichung P = E + D für jedes beliebige
Teilgebiet uhd für jeden Kartenpunkt erfüllt
sein. Da wegen der Fehlermöglichkeiten im Gründmaterial
und in der zeichnerischen Auswertung diese
Gleichung nicht immer von vornherein erfüllt werden
kann, entstanden die drei Verteilungskarten im wechselseitigen
Abgleich zwischen P, E und D im Sinne
der geophysikalischen Näherungsmethode (Iteration).
3. VERDUNSTUNGSKARTEN
Gemäß Abschnitt 2 ist für den Entwurf von Karten
für E die Ableitung der Zusammenhänge E(T) bzw.
E(H) vorgenommen worden. Neben dieser ziemlich strengen
Abhängigkeit wird Et noch von anderen meteorologischen
Parametern beeinflußt, unter denen nur P eine
gewisse Rolle spielt. E erreicht nämlich bei festem
T von einem bestimmten in Anlehnung an Wundt
(1938/39) ermittelten P ab ein Maximum (siehe nachstehende
Tabelle). Nur dieser jeweilige Höchstwert
von E läßt sich in einer iinearen Abhängigkeit von
E(T) bzw. E(H) darstellen, die nur bei im vorstehenden
Sinne ausreichendem P gültig ist
T -5 0 5 10 (Jahresmittel °G)
P 760 880 1020 1180 (Jahressumme cm)
E 185 355 525 695 (siehe Gleichung (3))
Unterhalb dieser Grenzwerte nimmt E zunächst
sehr langsam ab (bei T = 5 bis 10 um 5 bis 10 mm
pro P = 100 mm), so daß eine Abhängigkeit E(P) bei
fast allen Einzugsgebieten im Gebirge praktisch
nicht besteht. Die dann bei kleinerem P in einigen
Tallagen erforderliche negative Korrektur für E wurde
gesondert ermittelt (siehe unten).
Die graphische Darsteiiung der Einzeiwerte
E(T) bzw.E(H) von 485 Einzelgebieten ergab eine so
große Streuung, daß die Ableitung von Regressionen
auf dieser Grundlage als kaum sinnvoll erscheint.
Ursache sind die beträchtlichen Fehlerquellen bei
der Messung von P und D sowie bei der Darstellung
von P in größeren Höhen. Rein rechnerisch wirken
sich Fehlerprozente bei P ünd D auf E ziemlich kräftig
aus. Noch ungünstiger für E wird das Zahlenverhältnis
in Hochlagen. Sehr eng ist dagegen die Beziehung
zwischen T und H trotz einiger hier gegebener,
aber wesentlich geringerer Fehlerquellen, so
daß der Obergang von T auf H und umgekehrt leicht
vollziehbar ist.
Wenn man dagegen die Mittelwerte aus den einzelnen
Einzugsgebieten für bestimmte Klimagebiete
bildet, so heben sich in letzteren offenbar die Fehler
weitgehend auf, und man bekommt bei 16 Klimagebieten
im Gebirge und 4 weiteren im Vorland aus 439
plus 46 Einzelgebieteh einen klaren linearen Zusammenhang
E(T). Unter ergänzender Heranziehung der
früheren Ergebnisse von Reichel (1957), Steinhäusser
(1971) und Kern (1975) ergibt sich folgende Beziehung
für E(T):

-322-

-323-
T -3 -2,5 0 +2,5 5 7,5 10 C
E 185 270 355 440 525 610 695 mm
und aus T(H):
H 300 250 200 150 100 50 0 x 10 m
(2)
T -4,1 -1,4 1,2 3,9 6,5 9,1 11,7 °C
schließlich im Mittel für das gesamte Alpengebiet
die folgende Beziehung zwischen Verdunstung und Höhenlage
E(H):
H 300 250 200 150 100 30 0 x 10 m
E: 215 305 395 485 575 665 775 mm
Die zugehörigen Regressionsgleichungen
E(T) = 355 + 34 - T
für T in C
E(H) = 755 - 0,18 - H
für H in m
mm
mm
T(H)

-324-
geführt, weil die Verteilung von D wesentlich Von F
bestimmt ist. Tatsächlich ergibt sich aus den in einem
begrenzten Gebiet gelegenen vorstehenden Punktwerten,
daß bestimmte Werte von D meist auch nur wenig
schwankenden P zugeordnet sind, so daß die Isolinienführung
von D kleinräumig an den Verlauf der
Isohyeten angeschlossen werden kann.
5. BEISPIEL EINER KARTENSERIE
Die beigegebenen Karten für das Gebiet um das
Dreiländereck Frankreich-Schweiz-Italien (ca. 45 30'-
-46°25' N, 6°35'-7 35' E) sollen das Ergebnis in einem
Gebiet mit größeren Unterschieden innerhalb P,
E und D veranschaulichen.
Man erkennt die großen Täler und markanten
Seitentäler mit P zwischen 500 - 80Ö mm und 1200 -
- 1600, E bei 600 - 400 mm und D zwischen 0 - 600 mm.
Die Gipfellagen erreichen bei P über 2400 - 3200 mm,
bei E unter 100 - 300 mm und bei D über 1900 -
- 3100 mm. Die im ganzen Alpengebiet erreichten
Höchstwerte überschreiten bei P 3400, bei E 750 und
bei D 3100 mm. Die Tiefstwerte liegen bei P unter
550, bei E unter 100 und bei D um 0 mm.
In den großen Tälern (Rhone, Isere, Aosta)
mit ihren Nebentälern, auf deren Boden P im Sinne
der hier durchgeführten Untersuchung nicht ausreichend
ist, nimmt die Verdunstung vom Boden aus am
Hang in den untersten Hektometern erst einmal etwas
zu, etwa um 50 mm gegenüber dem Talbpden, um
dann dem normalen Verlauf entsprechend mit größerer
Höhe abzunehmen.
6. REFERENZEN
LÜTSCHG-LOETSCHER, 0. (1944): Zum Wasserhaushalt
des Schweizer Hochgebirges - Beitr. Geol. Schweiz
Bd. 1, Zürich.
KERN, H. (1975): Mittlere jährliche Verdunstungshöhen
1931-60. - Schrift. Bayer. Ld.-Amt. Wasserwirtsch.
H. 2, 12 S., 1 Karte.
REICHEL, E. (1957): Der Zusammenhang zwischen Niederschlag,
Temperatur und Verdunstung in den Alpen
- La Meteor, 4: 199-205.
STEINH&USSER, H. (1971): Gebietsverdunstung ünd
Wasservorrat in verschiedenen Seehöhen Österreichs
- Ann. Meteor. N.F. Nr. 5: 215-217, DWD Offenbach,
WALSER, E. (1954): Die Niederschlags- und Abflußverhältnisse
im Einzugsgebiet des Rheins oberhalb
Basel - Wasser- und Energiewirtschaft 46, Nr. 5-7:
1-7, Zürich.
WUNDT, W. (1939): Die Verdunstung von den Landflächen
der Erde im Zusammenhang mit der Temperatur
und dem Niederschlag - Z. angew. Meteor. 56: 1-9.

-321-
551.577.2:551.579(234.3)
DER ENTWURF VON VERTEILUNGSKARTEN FÜR NIEDERSCHLAG,
VERDUNSTUNG UND ABFLUSS IN DEN ALPEN
A. Baumgartner, E. Reichel und G. Weber
Lehrstuhl für Bioklimatologie und Angewandte Meteorologie
der Universität München
München, Deutschland
Abstract The derivation of the water balance in
the Alps can be based on existing precipitation
maps, but distribution-maps for evaporation (E) and
for runoff or discharge (D) are missing. Measurements
are available only for D, however not for E.
Maps for E result from linear relationship between
E = P - D and airtemperatures or altitudes under use
of topographical maps with minor corrections for
smail P-values. The maps for discharge originate
finally by subtraction of the values in the maps
for P and E.
Zusammenfassung Zur Ableitung der Wasserbilanz in
den Alpen liegen zwar Verteilungskarten für den Niederschlag
(P) vor, sie fehlen aber für Verdunstung
(E) und Abfluß (D). Messungen gibt es nur für D,
nicht für E. Karten für E ergeben sich aus linearen
Beziehungen von E = P - D zur Lufttemperatur bzw.
zur Seehöhe aus den Isohypsenkarten unter Korrektur
bei geringem P. Karten für D entstehen dann durch
Subtraktion der Karten für P und E.
1. GRUNDLAGEN
Die Wasserbilahz der Alpen ist durch Lütschg
(19)5-45), Walser (1954), Reichel (1957), Steinhäusser
(1952-75) und andere ih Teilgebieten bearbeitet
worden. Eine die ganzen Alpen umfassende Darstellung
fehlte bisher.
Im Rahmen einer Untersuchung der Wasserbiianz
der Alpen für den Zeitraum 1931-60 in der Form
Niederschlag (P) = Verdunstung (E) + Abfluß (D)
mußten zur Ermittlung der drei Größen P, E und D
Verteilungskarten für diese Elemente entworfen werden.
Als Material dafür liegen Verteilungskarten
bzw. Messungen von P und Messungen von D an den Pegelstellen
im Alpengebiet vor. Auf diesen Grundlagen
wurden vorhandene Karten für P teils übernommen
(Schweiz, Bayern, Österreich), teils als Basis
für neue Entwürfe verwendet (Frankreich, Italien,
Yugoslavien). Für E und D wurden für 485 Einzugsgebiete
die Gebietsmittel von D aus den Abflußmengen
und für E als Differenz P-D berechnet. Beim Entwurf
der Verteilungskarten für E und D stellt sich das
Problem, die Gebietsmittelwerte von E und D als Integral
in die Darstellung von Isolinien für E und
D aufzulösen.
2. BEARBEITUNGSMETHODE
Die Umsetzung der Gebietsmittel wurde zunächst
für E durchgeführt (vgl. Abschnitt 3), weil diese
Größe in einer starken Abhängigkeit von der Lufttemperatur
T und damit von der Meereshöhe H steht, während
die regionalen Änderungen klein sind. Wenn man
also die Korrelationen zwischen T und E bzw. H und
E ermittelt, kann man die Gebietsmittel für E anhand
der Isohypsen in Isolinien für E auflösen. Die
Isolinien für D findet man dann als D = P - E durch
Subtraktion der beiden Karten (vgl. Abschnitt 4).
Bei diesem Vorgehen mußte in jeder Phase der
Bearbeitung die Gleichung P = E + D für jedes beliebige
Teilgebiet und für jeden Kartenpunkt erfüllt
sein. Da wegen der Fehlermöglichkeiten im Grundmaterial
uhd in der zeichnerischen Auswertung diese
Gleichung nicht immer von vornherein erfüllt werden
kann, entstanden die drei Verteilungskarten im wechselseitigen
Abgleich zwischen P, E und D im Sinne
der geophysikalischen Näherungsmethode (Iteration).
3. VERDUNSTUNGSKARTEN
Gemäß Abschnitt 2 ist für den Entwurf von Karten
für E die Ableitung der Zusammenhänge E(T) bzw.
E(H) vorgenommen worden. Neben dieser ziemlich strengen
Abhängigkeit wird E noch von anderen meteorologischen
Parametern beeinflußt, unter denen nur P eine
gewisse Rolle spielt. E erreicht nämlich bei festem
T von einem bestimmten in Anlehnung an Wundt
(1938/39) ermittelten P ab ein Maximum (siehe nachstehende
Tabelle). Nur dieser jeweilige Höchstwert
von E läßt sich in einer linearen Abhängigkeit von
E(T) bzw. E(H) darstellen, die nur bei im vorstehenden
Sinne ausreichendem P gültig ist
T -5 0 5 10 (Jahresmittel °C)
P 760 880 1020 1180 (Jahressumme cm)
E 185 355 525 695 (siehe Gleichung (3))
Unterhalb dieser Grenzwerte nimmt E zunächst
sehr langsam ab (bei T = 5 bis 10 um 5 bis 10 mm
pro P = 100 mm), so daß eine Abhängigkeit E(P) bei
fast allen Einzugsgebieten im Gebirge praktisch
nicht besteht. Die dann bei kleinerem P in einigen
Tallagen erforderliche negative Korrektur für E wurde
gesondert ermittelt (siehe unten).
Die graphische Darstellung der Einzeiwerte
E(T) bzwiE(H) von 485 Einzelgebieten ergab eine so
große Streuung, daß die Ableitung von Regressionen
auf dieser Grundlage als kaum sinnvoll erscheint.
Ursache sind die beträchtlichen Fehlerquellen bei
der Messung von P und D sowie bei der Darstellung
von P in größeren Höhen. Rein rechnerisch wirken
sich Fehlerprozente bei P und D auf E ziemlich kräftig
aus. Noch ungünstiger für E wird das Zahlenverhältnis
in Hochlagen. Sehr eng ist dagegen die Beziehung
zwischen T und H trotz einiger hier gegebener,
aber wesentlich geringerer Fehlerquellen, so
daß der Obergang von T auf H und umgekehrt ieicht
vollziehbar ist.
Wenn man dagegen die Mittelwerte aus den einzelnen
Einzugsgebieten für bestimmte Klimagebiete
bildet; so heben sich in letzteren offenbar die Fehler
weitgehend auf, und man bekommt bei 16 Klimagebieten
im Gebirge und 4 weiteren im Vorland aus 439
plus 46 Einzelgebieten einen klaren linearen Zusammenhang
E(T). Unter ergänzender Heranziehung der
früheren Ergebnisse von Reichel (1957), Steinhäusser
(197!) und Kern (1975) ergibt sich folgende Beziehung
für E(T): \

-322-
6*30 7*00' 7*30'
46 46
HC

-323-
T -5 -2,5 0 +2,5 5 7,5 10 °C ^
E 185 270 355 440 525 6!0 695 mm
und aus T(H):
H 300 250 200 150 100 50 0 x 10 m
T-4,1 -1,4 ),2 3,9 6,5 9,1 11,7 °C
schließlich im Mittel für das gesamte Alpengebiet
die folgende Beziehung zwischen Verdunstung und Höhenlage
E(H):
H 300 250 200 150 ]00 50 0 x 10 m ^
E 215 305 395 485 575 665
775 mm
Die zugehörigen Regressionsgleichüngen lauten:
E(T)

-324-
geführt, weil die Verteilung von D wesentlich von P
bestimmt ist. Tatsächlich ergibt sich aus den in einem
begrenzten Gebiet gelegenen vorstehenden Punktwerten,
daß bestimmte Werte von D meist auch nur wenig
schwankenden P zugeordnet sind, so daB die Isolinienführung
von D kleinräumig an den Verlauf der
Isohyeten angeschlossen werden kann.
5. BEISPIEL EINER KARTENSERIE
Die beigegebenen Karten für das Gebiet um das
Dreiländereck Frankreich-Schweiz-Italien (ca. 45 30'-
-46°25' N, 6°35'-7°55' E) sollen das Ergebnis in einem
Gebiet mit größeren Unterschieden innerhalb P,
E und D veranschaulichen.
Man erkennt die groBen Täler und markanten
Seitentäler mit P zwischen 500 - 800 mm und 1200 -
- !600, E bei 600 - 400 mm und D zwischen 0 - 600 mm.
Die Gipfellagen erreichen bei P über 2400 - 3200 mm,
bei E unter !00 - 300 mm und bei D über 1900 -
- 3100 mm. Die im ganzen Alpengebiet erreichten
Höchstwerte überschreiten bei P 3400, bei E 750 und
bei D 3100 mm. Die Tiefstwerte liegen bei P unter
550, bei E unter !00 und bei D um 0 mm.
In den groBen Tälern (Rhone, Isere, Äosta)
mit ihren Nebentälern, auf deren Boden P im Sinne
der hier durchgeführten Untersuchung nicht ausreichend
ist, nimmt die Verdunstung vom Boden aus am
Hang in den untersten Hektometern erst einmal etwas
zu, etwa um 50 mm gegenüber dem Talboden, um
dann dem normalen Verlauf entsprechend mit größerer
Höhe abzunehmen.
6. REFERENZEN
LUTSCHG-LOETSCHER, 0. (1944): Zum Wasserhaushalt
des Schweizer Hochgebirges - Beitr. Geol. Schweiz
Bd. 1, Zürich.
KERN, H. (1975): Mittlere jährliche Verdunstungshöhen
1931-60. - Schrift. Bayer. Ld.-Amt. Wasserwirtsch.
H. 2, 12 S., 1 Karte.
REICHEL, E. (1957): Der Zusammenhang zwischen Niederschlag,
Temperatur und Verdunstung in den Alpen
- La Meteor, 4: 199-205.
STEINHÄUSSER, H. (1971): Gebietsverdunstung und
Wasservorrat in verschiedenen Seehöhen Österreichs
- Ann. Meteor. N.F. Nr. 5: 215-217, DWD Offenbach.
WALSER, E. (1954): Die Niederschlags- und Abflußverhältnisse
im Einzugsgebiet des Rheins oberhalb
Basel - Wasser- und Energiewirtschaft 46, Nr. 5-7:
1-7, Zürich.
WUNDT, W. (1939): Die Verdunstung von den Landflächen
der Erde im Zusammenhang mit der Temperatur
und dem Niederschlag - Z. angew. Meteor. 56: 1-9.

-325-
551 .326.8(234.322)
NUMERISCHE SIMULATION VON FLUSSVEREISUNGEN IN ABHÄNGIGKEIT METEOROLOGISCHER PARAMETER
AM BEISPIEL DER LOISACH/OBERBAYERN
Norbert Mitte
Meteorologisches Institut der Universität Karlsruhe
Bundesrepublik Deutschland
Abstract In this lecture the possibilities
of simulating the influence of a groundwater-taking
on the icing of an Alps-river
are to be demonstrated in a numeric model.
As an example the Loisach between Garmisch
and Eschenlohe was chosen, since in this
area the winterly river-icing is.depending
on the groündwater-budget. Between Farchant
ahd Eschenlohe icing is seldom registrated
because in this section the Loisach mainiy
is feeded by groundwater with a nearly
constant temperature of 7°C all year. Depending
on meteorological and hydrological
parameters some icing-profiles were calculated.
Here the assumption of intensified
icing as a result of groundwater-taking
which seems logical at first only proves
to be correct under disadvantageous conditions
.
Zusammenfassung Es soll gezeigt werden,
inwieweit es möglich ist, den Einfluß einer
Gründwasserentnahme auf das Vereisungsverhalten
eines Alpenflusses mit einem numerischen
Modell zu erfassen. Als Beispiei
wurde die Loisach im Bereich zwischen Garmisch
und Eschenlohe gewählt, da hier die
winterliche Eisbildung im Flußlauf eng an
den Grundwasserhaushalt gekoppelt ist.
Zwischen Farchant und Eschenlohe beobachtet
man nur selten Eisbildung, da die Loisach
in diesem Abschnitt im wesentlichen durch
aufstoßendes Grundwasser gespeist wird,
welches eine nahezu ganzjährig konstante
Temperatur von 7 °C aufweist. In Abhängigkeit
meteorologischer und hydrologischer
Parameter wurden verschiedene Vereisungsprofile
berechnet. Hierbei erweist sich
die zunächst lpgisch erscheinende Annahme
einer Verstärkten Eisbildung bei Grundwasserentnahme
nur unter bestimmten ungünstigen
Bedingungen als zutreffend.
1. EINLEITUNG
Bei anhaltender Kälte können in Ländern
mit extremen Wintern (z.B.Alpenländer)
die Flüsse teilweise bzw. sogar völlig zufrieren.
Diese Aussage t r i f f t jedoch nicht
auf alle Flüsse zu. So wird beispielsweise
der Wärmehaushalt der Loisach in ausgeprägter
Weise durch den Grundwasserhaushalt beeinflußt.
Bei den im Winter oft auftretenden
Niedrigwassern liegt dann die Loisachsohle
meist unterhalb des Druckspiegels des
zweiten Grundwasserstockwerks, so daß es
nach Wrobel (1970) ih einem Bereich von
etwa 15 km unterhalb von Garmisch zu starken
Grundwasserquellungen im Einzugsgebiet der
Loisach kommt. Da nach Hettche (1970) das
zur Oberfläche tretende artesische Wasser
eine ganzjährig konstante Temperatur von
etwa 7 °C aufweist, werden größere Vereisungen
der Loisach unterhalb von Garmisch
nur selten beobachtet, Da im Winter die
Wassertemperatur des Flusses bei Eintritt
in den Garmischer Talkessel meist unterhalb
7 °C liegt, stellt das Grundwasser
eine Art Wärmequelle für die Loisach dar.
Eine künstliche Grundwasserentnahme käme
daher einem Wärmeentzug gleich und müßte
auf das Vereisungsverhalten Einfluß nehmen.
Im folgenden soll dieses Vereisungsverhalten
anhand einer numerischen Modellanalyse
aufgezeigt werden. Zunächst jedoch
eine kurze Einführung in die dabei benutzten
wichtigsten Modellgleichungen.
2. MODELLGLEICHUNGEN
Für die modellmäßige Beschreibung des
Energiehaushalts wird ein mitbewegtes Koordinatensystem
benutzt. Es werden dabei in
festen Zeitabständen einzelne Volumenelemente
betrachtet, die sich mit einer mittleren
Fiießgeschwindigkeit: von einem Startort
zu einem Zielort bewegen. Während dieser
Fließzeit wird für jedes Flußvolümen an jedem
Ort und zu jeder Zeit die aktuelle Energiebilanz
berechnet und die damit verbundene
Änderung der Wassertemperatur ermittelt.
Geht man von der Energiebilanz der freien
Wasseroberfläche
Q+B+L+V=0 (1)
aus und nimmt weiter eine hinreichend gute
Durchmischung im Fluß an, so erhält man nach
Aufspaltung des Bodenwärmestroms B in eine
Änderung, der thermischer. Energie im Wasservolumen
und in einen Gradientfluß im Flußbett
mit
Vw^ Et Tw'*-t> = 9

-326-
Die mathematische Beschreibung des
Bödenwärmestroms ist in der Regel etwas
problematisch, da zwischen Fluß und Flußbett
keine scharf definierte Grenzfläche
existiert. Messungen des Meteorologischen
Instituts München (1973) im Flußbett der
Loisach haben gezeigt; daß bis zu einer
Tiefe von etwa 40 cm die Flußbettemperatur
mit der Temperatur der freien Strömung
identisch ist. Dies beruht allerdings auf
der Tatsache, daß die dort eingebrachten
Meßfühler in erster Linie mit Wasser Berührung
hatten, zeigt aber gleichzeitig,
daß zwischen dem Flußbettwasser und der
freien Strömung ein guter Austausch besteht.
Der Wärmeübergang Fluß-Flußbett kann
daher durch einen Wärmefluß zwischen dem
Flußbettwasser und dem dort befindlichen
Geröll in der Form
Bjx,t) = -a^(T^(x,t)-Tg(x,t)) (4)
beschrieben werden. Für cty wird der Begriff
'virtuelle Wärmeübergangszahl' eingeführt,
da die austauschwirksame Oberfläche
des Gerölls nicht faßbar ist und cty somit
auf eine imaginäre ebene Grenzfläche Fluß-
Flußbett bezogen wird. Tg ist die Temperatur
des Gerölls und wird in einem indirekten
Berechnungsverfahren aus der Wassertemperatur
ermittelt.
L(x„t) = -cn(u(x,t)).(Tjx,t)-TL(x,t)) (5)
beziehungsweise
0.623.L
V(x,t) =
—^o^(u(x,t)).
P
(E^(T^(x,t))- e^(x,t)) (6)
gewählt. Die von der Windgeschwindigkeit u
abhängige Wärmeübergangs zahl cty wird in der
Form
ct^(u(x,t)) = a + b-u(x,t)° (7)
angesetzt, wobei die Konstanten a, b und c
durch numerische Eichung bestimmt werden.
Zur Beschreibung der Ströme fühlbarer
und latenter Wärme werden die Wärmeübergangsansätze
Die in Gleichung (2) genannten Größen
beschreiben nur die Energieflüsse durch die
obere beziehungsweise untere Begrenzungsfläche
des Wasservolumens. Zur Vervollständigung
des Gleichungssystems kommen
noch die Divergenz P der potentiellen Energie
und die bei Vereisungs- oder Schmelzprozessen
wirksame Phasenumwandlungswärme
in Form einer flächen- und zeitbezogenen
Energieflußdichte S hinzu.
Die Divergenz P der potentiellen Ener­
kann durch die Gleichung
gie
P(x) = Pw'S'h'v--^ (8)
beschrieben werden, wenn man annimmt, daß
die beim Herunterfließen freiwerdende potentielle
Energie vollständig in Wärme umgewandelt
wird. Die Größe P ist nur bei
Flüssen mit großer Flußtiefe oder größerem
Gefälle von Interesse.
Die mathematische Erfassung der Phasenumwandlung
stellt das größte Probiem
dar, da nicht nur zwischen Eisaufbau- und
Eisabbaüphase Unterschieden werden muß,
sondern auch noch die Form der Eisablagerung
von Bedeutung ist. Betrachtet man nun
die um P(x) und S(x,t) erweiterte Gleichung
(2)
Pw°w^ dTTw0 (13)
ist dann die Vorbedingung für das Abschmelzen
von der Oberseite aus. Strömt an der
Eisunterseite Wasser mit einer Temperatur
von mehr als 0°C vorbei, so findet ein Wärmetransport
zur Eisschicht hin statt. Dieser
Transport ist für das Abschmelzen hotwendig,
nicht aber hinreichend. Erst wenn dieser
Wärmeübergang größer ist als die im Eis
aufgrund des dort vorhandenen Gradienten
nach oben abgeführte Energie, kann der Abschmelzprozeß
beginnen. Die Bedingung für
die Unterseite ist also durch die Beziehung

-327-
-S(x,t)
ag(T^(x,t)-273)
-.(Tg(x,t)-273) >0 (14)
gegeben, worin ag die Wärmeübergangszahl
Wasser/Eis, Xg der Wärmeleitungskoeffizient
im Eis und u die Dicke der Eisschicht
bedeuten. Dabei wird angenommen, daß der
Temperaturverlauf im Eis stets linear ist.
Damit sind die für die Beschreibung
des Energiehaushalts wichtigsten Gleichungen
gegeben. Auf die Lösungsmethode der Gleichungen
soll hier nicht näher eingegangen
werden. Sie erfolgt numerisch mit einem
iterativen Integrationsverfahren, das in
den Arbeiten von Witte (1975) beziehungsweise
Witte und Beier (1976) ausführlich
diskutiert wird.
g
J00
MO
WO
3. ERGEBNISSE
Das nur in groben Zügen dargestellte
Modell sieht die Verarbeitung von Meßdaten
vor. Neben den in den Gleichungen (1) bis
(14) bereits angesprochenen meteorologischen
Größen Nettostrahlungsflußdichte, Windgeschwindigkeit,
Lufttemperatur; Dampfdruck
usw. werden auch hydrologische Daten in
Form von Abflußmessungen benötigt. Das Abflußprofil
liefert direkt Aussagen über
den Zu- und Abfluß und zusammen mit den Angaben
über Fließgeschwindigkeit und Flußbreite
auch die in Gleichung (2) beziehungsweise
Gleichung (9) erforderliche Flußtiefe
h. Freundlicherweise wurden für die nachfolgenden
Berechnungen die meteorologischen
Daten vom Meteorologischen Institut München
(I973) und die Abflußprofile von den Städtwerken
München (1973)zur Verfügung gestellt.
Ziel der Berechnung war es, mögliche Auswirkungen
einer Grundwasserentnahme auf das
Vereisungsverhalten der Loisach mödellmäßig
abschätzen zu können. Als Beispiel soll hier
der 11.März 1973 herausgegriffen werden.
Nach Wrobel (1970) fließt im Talbereich
zwischen Garmisch und Farchant ein
Grundwasserstrom mit freiem Spiegel. Ab
Farchant nordwärts bis Eschenlohe t r i t t
durch eine bis zu 20 m.mächtige SeetondeCke
eine Trennung in zwei Grundwasserstöckwerke
ein, wobei das zweite unter
Druck steht. Während es im Bereich zwischen
Garmisch und Farchant meist zu Versicke -
rungen kommt, liegt der Druckspiegel des
zweiten Stockwerks selbst bei Niedrigwasser
9
333
Füg
4 g
2
Abb.1: Das am 11.März 1973 gemessene Abflußprofil
(schraffiert) und zwei theoretische
Abflußprofile nach kontinuierlicher
Grundwasserentnahme von etwa 2,5 m3/s.
too
-ML
^ ME?
Abb.2: Der Tagesgang der Energiehaushaltskomponenten
im ungestörten Fall für den 11.
März 1973 0-24 MEZ.
oberhalb der Loisachsohle, so daß es nördlich,
von Farchant zu Grundwasserquellungen
kommt. Dieses Verhalten wird auch durch das
für den 11.März 1973 ermittelte, in Abbildung
1 schraffiert dargestellte Abflußprof
i l wiedergegeben. Welche Bedeutung diese
Grundwasseraufstöße für das Vereisungsverhalten
des Flusses haben, wird aus der Abbildung
2 ersichtlich. Hier ist der Tagesgang
der einzelnen Energiehaushaltskomponenten
dargesteiit, erweitert um die auf die
Flächen- und Zeiteinheit umgerechnete wirksame
thermische Energie G des Grundwassers.
Es zeigt sich dabei ein ausgeprägter Tagesgang
bei den Flüssen Q, G und S. Andererseits
sieht man aber auch die kompensierende
Wirkung der thermischen Energie des
Gründwassers in den Nachtstunden bezüglich
der überwiegend negativen Flüsse Q, L und
V. Eine angenommene Grundwasserentnahme
muß nun eine Absenkung des Druckspiegels
im zweiten Grundwasserstockwerk zur Folge
haben, wodurch sich zwangsläufig auch das
Abflußprofil ändern muß. Die genauen Auswirkungen
auf das Abflußprofil können jedoch
nur durch Messung beziehungsweise nur
mittels exakter Kenntnisse über die lokalen
stratigraphischen Verhältnisse ermittelt
werden. Da beides nur in unzureichendem
Maß verfügbar war, wurden zwei extreme,
aber theoretisch vertretbare Möglichkeiten
ausgewählt (Abb. 1), um den Auswirkungsbereich
nach oben und unten abstecken zu
können.
In der Abbildung 3 sind die für den
ll.März 1973 12.00 MEZ berechneten Verei-

-328-
sungsprofile für den ungestörten sowie für
die zwei gestörten, theoretischen Fälle
dargestellt. Die ausgezogene Kurve stellt
dabei den Ungestörten Fall dar. Sie reicht,
wie aufgrund der Abflußverhältnisse erwartet,
nur bis zum Flußkilometer 79 und bewegt
sich zwischen 80 und 120 kg pro 1 m
Flüßstrecke. Dies entspricht einer Eisplatte
von 5 cm Dicke, die sich an beiden Ufern
ca. 1 m weit zur Flußmitte vorschiebt. Die
?20
?00
T 30
60
40
20 -
#5
40 75
Abb.3: Die Vereisungsprofile für den 11.
März 1973 12.00 MEZ ohne Grunüwasserentnahme
( ) und für zwei, simulierte Grundwasserentnahmen.
Das Profil entspricht
dem unschraffierten Abflußdiagramm in der
Abb.1, das ---Profil dem punktierten.
E
3t
*3
8*
tu
200
MW
MM
. \
s
Berechnungen zeigen nun, daß es unter günstigen
Verhältnissen (Abb. i , unschraffiertes
Profil) kaum zü einer Mehrvereisung des
Flusses kommt. Anders hingegen bei ungünstigen
Auswirkungen auf das Abflußprof
i i (Abb. 1, punktiertes Profil). Die Vereisung
des Flusses würde hier nun schon bis
zürn Flußkilometer 73 übergreifen. Besonders
deutlich wird dieses Verhalten bei den
Energieflußdichteh, die in der Abbildung 4
dargestellt sind. Während im ungestörten
Fall die Flußtemperaturen in überwiegendem
Maße durch die thermische Energie G
des Grundwassers beeinflußt werden, tritt
dieser Effekt im ungünstigsten, gestörten
Fall zugunsten einer Beeinflussung durch
die Phasenumwandlungen (Energiefluß S-)
zurück. Für den weit günstigeren Fall gehen
die Kurven mit denen ohne Grundwasserentnahme
nahezu konform.
4. SCHLUSSBEMERKUNG
Die Ergebnisse zeigen,, daß das eingangs
getroffene Pauschalurteil vom Einfluß
einer Grundwasserentnahme auf das Vereisungsverhalten
der Loisach nicht haltbar
ist. Sie zeigen vielmehr die Komplexität
des Problems und unterstreichen, daß die
anfangs logisch erscheinende Annahme keine
allgemeingültige Aussage ist. Im Zweifelsfalle
kann daher nur das Experiment Aufschluß
geben. Im Fälle der Loisach wird
der in diesem Jahr laufende Großpumpversuch
sicherlich zu einer Klärung führen
und die Modellrechnungen auf eine neue und
bessere Basis steiien.
5. REFERENZEN
Devik, 0. (1932) -"Thermische und dynamische
Bedingungen der Eisbildung in Wasserläufen",
Geofysiske Publikasjoner Vol.IX.
Hettche, H. (1970) - "Einige Überlegungen
zum Temperaturverhalten der Loisach bei
Entnahme von Grundwasser im Bereich Farchant-Oberau",
Deutsche Gewässerkundliche
Mitteilungen, Heft 6,
Meteorologisches Institut München (1973)
- "Meteorologische Messungen an der Loisach
in Garmisch und Eschenlohe im Winter
1972/73 (unveröffentlicht).
Stadtwerke München (1973) - "Abfluß- und
Temperaturmessungen an der Loisach und
den Zuflüssen zwischen Garmisch und
Eschenlohe im Winter 1972/73 (unveröff.)
Witte, N. (1975) - "Modelluntersuchungen zum
Wärmehaushalt der Loisach im Einzugshereich
des Pegels Eschenlphe", Univ.München
Witte, N. und Beier, N. (1976) - "Ein Energiemodell
zur Berechnung von Flußtemperaturen",
Meteor.Rundschau 29, 88 - 93.
Wrobel, J.P. (1970) - "Hydrogeologische
Untersuchungen im Einzügsgebiet der Loisach
zwischen Garmisch-Partenkirchen und
Eschenlqhe/Ohb., Beitrag zur Hydrologischen'
Dekade der UNESCO, Bayr. Akad.
der Wissenschaften, München.
Abh.4: Tagesgang der Energieflußdichten G
und S für den ungestörten (index u) und den
gestörten Fäll (Index g). Der °;est8rte Fall
entspricht dem punktierten Profil der Abb.1

-329-
551 .51 (494)
ZWISCHENBILANZ DER PLANUNG DES GARP MOUNTAIN SUB-PROGRAMME
(ALPEX):
Hans Richner
Laboratorium für Atmosphärenphysik der ETH
Zürich, Schweiz
Dieser Bericht entstand im Auftrag des Vorsitzenden des JOC-Ausschusses
für das Mountain Sub-programme. Sämtliche Uebersetzungen der offiziellen
Titel von Projekten und der wissenschaftlichen Zielsetzungen stammen vom
Autor. Sie stimmen nicht notwendigerweise mit den allenfalls vorhandenen
offiziellen deutschen Versionen überein.
Abstract The GARP Mountain Sub--programme "Air Flow
over änd around Mountains" can be divided into
three parts:, The data bank, the programme of theoretical
studies and the field experiment ALPEX. The
data bank is already in its build-up phase at the
Federai Hydrometeorological Institute of: Yugoslavia.
Objectives ahd recommendations for the theoretical
studies häve been formulated. For the field
experiment scientific objectives have been defined.
The parameters which are necessary for the investigation,
their resoiution and accuracy as well
äs the methods pf measuring them have been proposed.
The experiment is planned for a period öf
2-3 months in winter 1980/81. Investigators are
inyited to participate with their own experiments.
Zusammenfassung Das GARP Mountain Sub-programme
"Strömung über und um Gebirge" kann in drei Teile
gegliedert werden: In die Datenbank, in die
theoretischen Untersuchungen ünd in das Feldexperiment
ALPEX. Die Datenbank ist bereits in ihrer
Aufbauphase am Hydrometeorologischen Institut von
Jugoslawien. Zielsetzungen und Empfehlungen für
die theoretischen Untersuchungen wurden formuliert.
Für das Feldexperiment wurden die Fragestellungen
definiert. Die Parameter, die zur Klärung der
Fragen notwendig sind, ihre Auflösung und Genauigkeit
sowie die Messmethoden wurden zusammengestellt.
Das Experiment ist für eine Periode von
2 - 3 Monaten im Winter 1980/81 geplant. Die
Forschungsgruppen im alpinen Raum werden eingeladen,
mit ihren eigenen Untersuchungen, am Projekt mitzuarbeiten
.
1. EINLEITUNG
Seit einigen Jahren läuft das Globale
Atmosphärische Forschungsprogramm (Global Atmospheric
Research Programme,GARP), welches hauptsächlich
zwei Ziele verfolgt: (a) Das Verhalten der Atmosphäre,
welches das Wetter in Zeiträumen von einem Tag bis
zu einigen Wochen bestimmt, zu erforschen ünd (b)
die Faktoren, welche für ein besseres Verständnis
der physikalischen Basis des Klimas notwendig sind,
zu finden.
Untersucht man diese beiden Fragen durch,das
Aufstellen von Modellen, so findet man, dass es
ein Phänomen gibt, über das man sowohl in physikalischer
als auch in mathematischer Hinsicht fast
nichts weiss: Es ist der Einfluss von Gebirgen auf
die Strömungsverhältnisse in der Atmosphäre. Prof.
J. Charney und Dr. R. Hide haben in einem Dokument
an das GARP Joint Organizing Committee auf dieses
Problem hingewiesen. Ah seiher zehnten Sitzung in
Budapest im November 1974 hat sich das Organisationskomitee
dafür ausgesprochen, dass ernsthaft abgeklärt
werden müsse, wie relevant das Problem des
Einflusses von Gebirgen auf die Strömung für das
GARP sei. Es hat neben Charney und Hide Prof. F.
Mesinger, Dr; D. Rädinovic und Dr. G. Götz, die
ihrerseits in weiteren Arbeiten auch auf das
Problem aufmerksam gemacht hatten, aufgefordert,
konkrete Vorschläge, welche zur Klärung des Problems
führen könnten, auszuarbeiten. Das Komitee sprach
sich zudem für eine Internationale Konferenz aus-,
an weicher entschieden werden sollte, ob die Frage
der Beeinflussung der Strömung durch Gebirge als
ein GARP-Ünterprogramm bearbeitet werden sollte.
Mesinger und Hide haben anschliessend einen
wissenschaftlichen Plan für ein solches GARP-
Unterprogramm "Strömung über, und um Gebirge" (air
flow over and around mountains) ausgearbeitet, der
an der vorgeschlagenen internationalen Konferenz
in Sveti Stefan, Jugoslawien, im Mai 1976 besprochen
wurde.
Das Advisory Committee on Oceanic Meteorological
Research (ACOMR), das an seiner zweiten
Session in Genf im November 1975 über die dem GÄRP-
Komitee unterbreiteten Dokumente orientiert worden
war; empfahl der Intergovernmental Oceanpgraphic
Commission, einen Vertreter an die Konferenz in
Sveti Stefan zu entsenden, was auch geschah. Durch
das Interesse der pzeanographen war gesichert, dass
auch die maritimen Einflüsse gebührend berücksichtigt
wurden.
Im Oktober 1977 fand in Venedig das erste
Planungstreffen für ein GARP-Unterprogramm "Strömung
über und um Gebirge" statt. Das Resultat dieses
Treffens besteht im, Wesentlichen aus den. Formulierungen
konkreter wissenschaftlicher Fragestellungen,
die im Rahmen dieses Unterprogrammes bearbeitet
werden sollen, sowie aus einer Reihe von Empfehlungen,
wie die gestellten Fragen beantwortet
werden könnten. Das in einer anschliessenden Zusammenkunft
einer. Arbeitsgruppe noch bereinigte
Dokument "Report on the First Pianning Meeting on
the GARP Mountain Sub-programme" enthält sämtliche
Angaben über Ziel und Absicht des Proj ektes. Es
führt die Empfehlungen auf und berührt auch technische
Probleme, die mit der Durchführung des
Programmes verbunden sind. Interessenten können
diesen Report beim WMO-Sekretariat, Gase Postale
Nö. 5, CH-1211 Geneve 20, beziehen.

-330-
GARP
(Global Atmospheric Research Programme)
GARP Mountain Sub-programme
Air Flow over and around Mountains
data
bank
theoret.
studies
fieldexp.
ALPEX
other
sub-progrämmes
(GATE, FGGE,
MONEX, POLEX,
etc.)
Figur 1. Hierarchie des GARP-Unterprogrammes
"Strömung über und um Gebirge".
2. BAS GARP-UMTERPROGRAMM "STRÖMUNG UBER UND UM
GEBIRGE"
Wie aus Figur 1 ersichtlich ist, zerfällt
das GARP-Unterprogramm "Strömung über und um Gebirge"
in drei Teile: (a) eine internationale alpine
Datenbank, (b) ein Programm theoretischer Studien
über ALPEX und (c) ein regionales Feldexperiment
im Alpenraum (ALPEX, dieser Teil des Projektes
lief in Sveti Stefan noch unter dem Namen MOÜNtEX).
Es liegt in der Natur der Sache, dass das
Feldexperiment ALPEX der organisatorisch grösste
Teil des GARP-Unterprogrammes bildet. Aus diesem
Grund hat es sich bereits eingebürgert, das gesamte
Unterprogramm mit "ALPEX" zü bezeichnen; in
diesem Bericht ist mit ALPEX jedoch immer das
Feldexperiment gemeint. Bevor dieses näher beschrieben
wird, sei kurz auf die Datenbank uhd auf
das theoretische Programm eingegangen.
2.1 Datenbank
Sämtliche von ALPEX gewonnenen Daten sollen
zusammen mit den im Alpenraum routinemässig anfallenden
Daten in einer "Internationalen Alpinen
Datenbank" zentral gesammelt und an die Teilnehmer
am Unterprogramm weitergegeben werden. Um statistische
Vergleichsmöglichkeiten zu haben, werden
in dieser Datenbank auch historische Daten gespeichert.
Die Hauptaufgabe der Datenbank ist somit
das Sammeln, Speichern und Weitergeben meteorologischer
Daten aus dem Aipenraum; es ist nicht vorgesehen,
dass die Datenbank eine Qualitätskontrolle
öder gär eine Verarbeitung der einlaufenden Daten
vornimmt.
Diese Datenbank ist äm Hydrometeorologischen
Institut in Belgrad, Jugoslawien, im Aufbau. Das
Dokument "International Alpine Data Bank, Data
Management, Döc. 2" vom 1. Mai 1978 legt fest,
welche Daten in welcher Form gespeichert werden.
Bis zürn 31. Dezember 1978 läuft die sogenannte
Aufbauperiode, während der Boden-, Höhen-, Flugzeug-,
Radar- und Satellitendaten nach WMO-Codes, Bödentemperaturen,
Meerestemperaturen und statistische
und bibliographische Daten nach speziellen Codes
gesammelt werden. Die operationeile Periode der
Datenbank läuft vom 1. Januar 1979 bis zürn 31.
Dezember 1982. Für diese Zeit werden zusätzliche
Datenformate für die verschiedenen speziellen Messprogramme,
welche während der eigentlichen ALPEX-
Phase, laufen werden, zu definieren sein.
Die Datenbank wird nach Angaben deir ALPEX-
Einsatzzentrale (ALPEX Operations Coordinating
Center) einen "quick-look" Datensatz in Echtzeit
zur Verfügung stellen, Dieser soll die Basis für
eine optimale Planung der Messeihsätze - vor allem
natürlich der Messflüge - bilden.
2.2 Theoretische Studien
Messprogramme sind nur dann sinnvoll, wenn
die gewonnenen ünd gespeicherten Daten schliesslich
auch verarbeitet werden. Dass seitens der
Theoretiker ein Bedürfnis an Daten besteht und
damit die Messprogramme begründet sind, mag die
Tatsache illustrieren, dass im Report von Verfedig
nicht weniger als 44 wissenschaftliche Fragestellungen,
die: alle mit dem Einfluss von Gebirgen
auf die Strömung zusammenhängen, definiert und 30
Empfehlungen formuliert wurden. Es würde den
Rahmen dieser Darstellung sprengen, wollte man die
wissenschaftlichen Ziele auch nur zusammenfassen;
einmal mehr muss deshalb auf den Report verwiesen
werden. Einige Schwerpunkte seien allerdings erwähnt:
- Darstellung von Gebirgen in numerischen Simulationen,
- "Eihflussbereich" eines Gebirges, d.h. wie weit
wirkt sich.die Existenz des Gebirges aüf die
verschiedenen meteorologischen Parameter aus
und weiches sind die Konsequenzen,
- Genua-Zyklogenese (hier werden mit Nachdruck
statistische Daten über die drei- nach Möglichkeit
vierdimensionale Struktur der Zyklone
gefordert),
- Impulstransport durch Wellen, welche von Gebirgen
induziert werden,
- Turbulente Grenzschicht-Effekte,
- Parametrisierungsprobleme,
- Interpretation von Satellitendaten.
Letztlich sollen die neu gewonnenen Erkenntnisse
natürlich einer verbesserten Prognose zugute
kommen, wie dies in der Zielsetzung für das GARP
explizit ausgedrückt wurde.
Vergleicht man die einzelnen Punkte dieser
kleinen Aufzählung miteinander, erkennt man ein
Problem, mit dem wir uns alle immer wieder auseinandersetzen
müssen: Eine gestellte Frage lässt
sich praktisch nie isoliert Untersuchen, da. sie
immer in starker Wechselwirkung mit anderen Fragen
steht. Diese Tatsache hat aber auch etwas Positives
an sich: Mit einer gegebenen Datenmenge können um
so mehr Fragen bearbeitet werden, je grösser und
vielfältiger die Datenmenge ist. Wächst die Dätenmehge
linear, so wächst die Zahl der potentiell
bearbeitbaren Probleme mindestens mit dem Quadrat.
Dies sei eine Ermunterung an alle, die ein Problem
nur deshalb nicht anpackten, weil ihnen der Messauf
wand zu gross war. Die Chance ist gross, dass
auch ihr Problem im Rahmen dieses GARP-Unterprogrammes
mit minimalem zusätzlichem Messäufwänd
vielleicht nicht gelöst aber mindestens bearbeitet
werden kann. Meteorologische Forschung ist eben
auch ein Organisationsproblem . . .

-331-
'05
o4
50°
50°
10°
40°
(7
Figur 2. Vorgeschlagenes Versuchsgebiet für ALPEX. Die dicken Punkte stellen existierende
Radiosondenstationen dar. Im Zentrum ist ein vorgeschlagener Kurs für Messungen
vom Flugzeug aus eingetragen (Aus 2 ).
2.3 Feldexperiment ALPEX
Die für das Feldexperiment ALPEX formulierten
spezifischen primären wissenschaftlichen Fragestellungen
lauten:
1. Bestimmung der Charakteristika der Luftverfrachtung
und der Massenverteilung über und um
die Alpen einschliesslich der Luv-Effekte und
lokalen Winde (Föhn, Bora) unter verschiedeneh
synoptischen Bedingungen.
2.. Studium der physikalischen Prozesse, die zur
Zyklogenese im Lee der alpinen Barriere führen,
und des Mechanismus ihrer weiteren Entwicklung
unter spezieller Berücksichtigung der Begleiteffekte
auf sub-synoptischer Skala.
3. Die Bestimmung von
a) Schubspannung (drag) wie sie durch die
Atmosphäre auf einen Gebirgskomplex ausgeübt
wird.
b) Impulstransport von der Atmosphäre zum Boden.
c) Energieabstrahlung von Schwere- und Trägheitswellen
über dem Gebirge und in seinem Lee.
4. Studium der Bedeutung von fühlbarem und latentem
Wärmefluss über dem Mittelmeer und seines
Einflusses auf die Lee-Zyklogenese.
5. Studium der Erwärmuhgseffekte durch unterschiedliche
Abstrahiung im Alpenbereich als Folge der
Höheneffekte, der Topographie und der Albedo.
6. Studium der Effekte von Gebirgen auf Niederschläge.
7. Erforschung der physikalischen Prozesse, die
verantwortlich sind für Überschwemmungen,
Stürme.und Springfluten im alpinen Bereich mit
dem "ziel, entsprechende Vorhersagen :zu verbessern.
Messungen zur Klärung der aufgeworfenen
Fraqen sollen auf drei relevanten Skalen (scales)
gemacht werden: (a) kleinräumig, definiert durch
die Effekte kleiner Topographien und nicht-hydrostatischer
Einflüsse 2TTU/N (20 - 30 km), (b) auf
synoptischer und sub-synoptischer Skala, definier.t
durch die Wellenlänge U/f stationärer Trägheits-
Wellen und durch die Gebirgsenveloppe (^200 km)
und (c) grossräumig, definiert durch den "Deformationsradius"
NH/f (^1000 km) .
Für jede Fragestellung wurden die zu messenden
Parameter, ihre Auflösung in Räum und Zeit, sowie
ihre geforderte absolute und relative Genauigkeit
zusämmehgestellt (siehe [2]) . Obwohl man sich
bemühte, realistische, mit existierenden Messnetzen
und Messtechhiken erfüllbare Forderungen aufzustellen,
blieb für einige Parameter die Frage noch
offen, wie sie überhaupt gemessen werden sollen.
Das Gebiet, in dem sich ALPEX abspielen soll,
ist begrenzt durch die Längengrade 5 West und 20
Ost und durch die Breitengrade 50 Nord und 38 Nord
(siehe Figur 2). Innerhalb dieser Fläche sollen
sämtliche, routinemässig anfallenden Daten gesammelt
und der erwähnten Datenbank zugeführt
werden. Von einigen Stationen - vor allem Sondenstationen
- möchte man Beobachtungen in kürzeren
Abständen als üblich, um die in der Zusammenstellung
geforderte zeitliche Auflösung zu erreichen.
Der Zeitplan für ALPEX sieht vor, dass im
Frühjahr 1979 eine zweite Planungssitzung stattfinden
soll. Das eigentliche Experiment wird zeitlich
so festgelegt, dass Wettersatelliten für die
Messungen mitbenützt werden können. Dies bedeutet,
dass ALPEX stattfinden muss, wenn entweder METEOSAT
und TIROS N noch in Betrieb sind oder erst nachdem
der neue METEOSAT auf seiner Umlaufbahn ist. Auf
keinen Fall soll sich ALPEX mit FGGE überschneiden,
da dadurch sowohl Arbeitskräfte wie auch Material
überfordert wären. Praktisch bedeuten: diese Randbedingungen,
dass ALPEX entweder Ende 1980 oder
anfangs 1981 durchgeführt werden wird.
"Die Länge der experimentellen Periode sollte
garantieren, dass signifikante meteorologische
Ereignisse während des Experimentes auch tatsächlich
auftreten. Aufgrund von WetterStatistiken

-332-
empfiehlt man zur Zeit eine Dauer von 2-3 Monaten,
die irgendwann zwischen Oktober 1980 und April
1981 liegen sollen. Nach Möglichkeit soll ALPEX
nach einem Jahr wiederholt werden.
Eine Reihe von Instituten hat im Rahmen von
ALPEX Experimente angemeldet, für die die Planung
bereits weit fortgeschritten ist. Ein Anliegen,
das gerade im< Rahmen der Internationalen Tagungen
für Alpine Meteorologie immer wieder geäussert
wurde, wird dabei in Erfüllung gehen: Man wird
mindestens eine Sondierungsstation im Alpenmassiv
betreiben. Im weiteren werden mit grosser Wahrscheinlichkeit
folgende Projekte realisiert:
- Tracerversuche mit Uberdruckbailohen und eventuell
Fluorochlorocarbon-Verbindungen,
- Einsatz mehrerer Forschungsschiffe Und Bojen
im Mittelmeer,
- Einsatz von Flugzeugen (Motorsegler und grosse
Messflugzeüge),
- Betrieb eines oder mehrerer Netze von Mikrobarovar
iographeh,
- Bestimmung von Impulsfluss mit Paaren von Uberdr.uc
kbälionen,
- Messung der dynamischen Kräfte (form drag) auf
die Alpen mittels Mikrobarographen,
- Strahlungsmessungen mittels Satelliten.
zusätzliches Datenmaterial zu sichern. Ein
besseres Verständnis der Einflüsse von Gebirgen
auf die das Wetter bestimmenden physikalischen
Vorgänge lässt sich nur in gemeinsamer Anstrengung
erreichen.
4. LITERATUR
[ l ] Joint GARP Organizing Committee: Final report
of the study Conference on the airflow over
and around mountains. WMO, Geneva 1976.
[2] — — : Report of the first pianning meeting
on the GARP Mountain sub-progrämme. WMO,
Geneva 1978.
[3] Alaka, M.A.: The älrflow over mountains. WMO,
Technical Note No. 34, Geneva 1960.
[4] Nicholls, J.M.: The airflow over mountains,
WMO,. Technical Note No. 127, Geneva 1973.
Gerade bei kleinräumigen Versuchen ist die
Frage, inwieweit sich die gefundenen Resultate
verallgemeinern lassen, von besonderer Bedeutung.
ALPEX wird Gelegenheit bieten, derartige Experimente
einerseits in den Rahmen der übergeordneten
Skala zu stellen und andererseits die gleichen
Experimente eventuell durch verschiedene Gruppen
an verschiedenen Orten durchzuführen.
Bei Messungen auf mittlerer oder grosser
Skala werden die Daten der untergeordneten Skala
wichtige Hinweise dafür liefern können, wie die
leider immer notwendige Parametrisierung der
physikalischen Vorgänge auf der untergeordneten
Skala angesetzt werden kann.
Bevor ALPEX anlaufen wird, sollte unbedingt
eine Bestandesaufnahme sämtlicher im Alpenraum
laufender oder geplanter Projekte stattfinden.
Ohne.die Eigenständigkeit dieser Experimente einschränken
zu müssen, kann wertvolles Datenmaterial
allgemein zugänglich gemacht werden, wovon schliesslich
die einzelnen Projekte auch selber wieder
profitieren.
Für die Durchführung von ALPEX wird eine
Einsatzzentrale aufgebaut werden. Diese wird sich
logischerweise auf einem Flugplatz befinden. Die
von der Arbeitsgruppe in mühevoller Arbeit aufgestellten
Kriterien für die Infrastruktur dieses
Ortes sind sehr streng - jedenfalls konnte im
alpinen Raum bisher kein Flugplatz gefunden werden,
der sämtliche Anforderungen erfüllt.
3. ZUSAMMENFASSUNG.
Mit diesem Bericht wurden zwei Ziele verfolgt:
Einerseits wollte man über das informieren,
was im Rahmen des.GARP-Unterprogrammes "Strömung
über und um Gebirge" organisiert und geplant
wurde. Der Bericht soll aber auch eine Orientierung
und Ermunterung für alle jene sein, die sich mit
alpiner Meteorologie befassen, eine Ermunterung,
sich an diesem Projekt zu beteiligen und damit
sich selbst und den anderen Teilnehmern wertvolles