Sonderabdruck aus,, Meteorologische Rundschau", 6. Jahrgang, 1./2. Heft 1953

Seite 1—6.

Springer-Verlag, Heidelberg und Berlin.

DIE REVISION DER LEHRE VOM PASSATKREISLAUF.Von

Dr. Hermann Flolin, Bad Kissingen.

Mit 3 Textabbildungen.

Zi{,s(niimeiiin>*:<imy: Die klassische Passatvorstellung der Vcrtikalzirku-lationstheorie hat sich — aus theoretischen Gründen wie vor allem unterdem Zwang des wachsenden aerologischen Beobachtungsmaterials — alsunzureichend, ja großenteils falsch erwiesen. Die neue Auffassung geht ausvon der Horizontalaustauschtheorie der Westdrift, die die Zellen des sub-

neritert des Urpassat, denen oberhalb der Passatinversion eine schwacheentgegengesetzte Komponente entspricht; ein Antipassat im MassischenSinne existieit übeihaupt nicht. Dei meridionale Austausch vollzieht sichgrößtenteils über den horizontalen Impnlstransport.

Die Stabilität und Trockenheit der Passate ist eine Folge der Divergenz,die im statistischen Mittel bei äqnatorwärts gerichteten Windkomponentenauftritt: umgekehrt neigen die tropischen Monsune mit ihien polwärtsgerichteten Reibungskomponenten zu Konvergenz und damit zu Labili-sierung und Feiichtezunahme.

Seit Hadleij (1735) ist die Auffassung der Passate als Teileiner stationären Zirkulation in einer vertikalen Meridianebeneein fester Bestandteil unserer klimatologischen und meteorolo-gischen Lehrbücher. Das änderte sich auch dann kaum, alsV. BjerJcnes und seine Mitarbeiter Bergeron und J. Bjerknes zuder Vorstellung einer zellularen Zirkulation der Erdatmosphäregelangten, wobei folgerichtig dann der Passatkrcislauf als einehelikoidale (schraubenartige) Bewegung der Luft aufgefaßtwurde. Während die atmosphärische Zirkulation der gemäßig-ten Zone — im Gefolge der Arbeiten von A. Defant (1921)und H. Jeffreys (1926) und unter dem Zwang der täglich zubeobachtenden a erologisch-synoptischen Tatsachen — sich alsgroßräumiger, vorwiegend horizontaler Austausch erwies, indem Zyklonen und Antizyklonen die Turbulenzelemente bilden,und (in wechselseitiger Abhängigkeit) die planetarische Fron-talzone (Jetstream) bilden, blieb die klassische, suggestiv ein-leuchtende Lehre vom Passat kaum ange-fochten. Auf eine historische Zusammen-stellung der Einwände seit Beginn, des aero-logischen Zeitalters, besonders seit Kuhlbrodtund A. Wegener (1922), sei hier verzichtet

1. Der Passatkreislauf.

Im Zusammenhang mit umfassenden Ar-beiten zur Zirkulation der Atmosphärekonnte1. 2* der Nachweis geliefert werden,daß die meridionale Komponente der Passat-zirkulation über ungestörten Passatgebietenbereits knapp oberhalb der Passatinversion,d. h. der Reibungsschicht, im Mittel ihr Vor-zeichen umkehrt. Diese Umkehr sowie dasFehlen einer eindeutigen Zuordnung zwischenzonalen und meridionalen Ströuxungsanteilenbildete die Grundlage zu der Auffassung, daßdie beobachteten meridionalen Komponentennur eine sekundäre, im statistischen Mittelbeobachtbare Reibungszirkulation innerhalbder tropischen Ostströmung des Urpassat bilden. Die um Westschwankenden Winde des „Antipassat" sind nichts als Aus-läufer unserer Westwindzone mit ihren Höhentrögen, diesich äquatorwärts dem Urpassat in der Höhe überlagern.Auf die ebenfalls hierhergehörigen Fragen der äquatorialenWestwindzone1 soll in diesem Zusammenhang nicht nähereingegangen werden.

Diese Auffassung bedeutete einen radikalen Bruch mit derfrüheren Lehrmeinung und erforderte daher eine umfassende

aerologisch-sta tistische Bestätigung. Diese war um so mehr not-wendig, als Baethjen3 und Palmen'1 unabhängig voneinanderdie klassische Vertikalzirkulationstheorie mit der modernenHorizontalaustauschtheorie der Westdrift kombinierten, unddabei zu dem Schluß gelangten,daß neben der nichtstationären,mit der Polarfront der Norweger zu identifizierenden Diisen-strömung (Jetstream) noch eine qiiasistationäre Düsenströ-mung in subtropischen Breiten existiere, die Palmen als ,,sub-tropical Jet", Baethjen als „Äquatorialfrontstrom" bezeichnete.Gegen diese Kombination hat Verfasser6 eingewandt, daß dieVoraussetzung der klassischen Passatzirkulatioii — nämlicheine eindeutige Beziehung zwischen den Breitenkreismittelnder zonalen Komponente u (Westwind positiv) und der meri-dionalen Komponente v (Südwind positiv) — nicht gegebensei. Darüber hinaus konnte auf Grund einer statistischenUntersuchung meines Mitarbeiters Essenwanger das Fehleneines gesetzmäßigen Zusammenhanges zwischen dem Sub-tropenhoch (als Indikator eines voll entwickelten Passats) unddem troposphärischen Windmaximum nachgewiesen werdenvgl. Abb. 3)5.

Inzwischen haben Starr und White grundlegende und um-fangreiche Berechnungen über den meridionalen Impulstrans-port durchgeführt, wobei ihre jüngste Arbeit" ausreichendesBeobachtungsmaterial enthält, um die hier erörterte Fragenach dem Wesen der Passatzirkulation zu einer eindeutigenEntscheidung zu führen. Es handelt sich um einen Zonalschnittlängs 13° Nordbreite, wobei die täglichen Höhenwindmes-sungen von 15 ziemlich gut verteilten Stationen (s. Tabelle l,

- 2 0 2W-KOMPONENTE

16 18™/i<c mb -1 o +i7s« -»0,00 +0,10 'äpoS-KOMPONENTE KORRELATIONSKOEFFIZIENT

* Vorgetragen u. a. im Mai 1951 auf dem Deutschen Geographentag inFrankfurt a. Main, im Juni 1951 in Stockholm, im August 1951 auf demUG-G-I-Kongreß in Brüssel.

Abb. 1. Mittelwerte der Zonalkomponetite u" und der Meridionalkomponente v für g> = 13"(ausgezogen, Kreise) und q> = 31° {gestrichelt, Kreuze), sowie Korrelationskoeffizient ruv;

Daten nach Starr und WMte.

zuzüglich einer großen Zald von Ersatzstationen), in der Mehr-zahl Radiowin.de, für die 12Monate Juli 1949 bis Juni 1950 inden Schichten bis 100 mb ausgewertet wurden. In Abb. l wurdendie Breitenkreismittel (gebildet aus den Tagesmittelwerten füreinen ganzen Breitenkreis) für u und v, sowie für den Korre-lationskoeffizienten ruv aller Einzelwerte u und v (als Maßfür den Austauschtransport des Impulses) aufgetragen; alsHöhenmaßstab diente hier der Druck, um die Bewegungs-verhältnisse der Massen unmittelbar zur Anschauung zubringen. Man erkennt auf den ersten Blick, daß v gegenüberu außerordentlich klein ist; nur die mit Pfeilen versehenenPunkte sind größer als der 2fache Fehler (Standard error).

Die Darstellung zeigt an den u-Werten, daß der Urpassat imJahresmittel in 13° Breite bis 7,6 km Höhe reicht, und daßdarüber eine westliche Strömung („Antipassat") bis etwa17 km Höhe vorherrscht; der noch höher folgende Oberpassatist auf dem Atlantik wie auf dem Pazifik durch frühere Meß-ergebnisse (so in ') gesichert. Auf der anderen Seite wechseltv mehrfach sein Vorzeichen, unabhängig von u, und ist (mitAusnahme des bodennahen NE-Passats bis 600 m Höhe) eineGrößenordnung geringer als u: ein Antipassat in klassischemSinne, als Rückstrom vom Äquator zu den Polen, existiertnicht. Der Vorzeichenwechsel in 3 km Höhe bestätigt die in1

gegebene Vorstellung, daß die eigentlichen Passate (NE- undSE-Passat) nichts anderes sind, als die durch die Boden-reibung zur äquatorialen Tiefdruckfurche abgelenkte Kom-ponente des Urpassats, der oberhalb der Reibungshöhe einepolwärts gerichtete Komponente entspricht.

Jedoch dürfen die Resultate von Starr und White nicht ganzkritiklos hingenommen werden. Das zeigt schon ein Blick(Tabelle 1) auf die Stationsliste sowie die Zahl der verfügbarenBeobachtungen.

Tabelle 1. Liste, der Stationen bei Starr und Whitesowie Prozentsatz verfügbarer Beobachtungen in 20000 Fuß

(~ 500 mb) und 40000 Fuß (~ 200 mb).

N-Breite Länge 500 mb

GaoE] Fasher

(Yap)

Tehuantepee

l'l. Magdalena . . . .Tnniclad . .Dakar

16,113,612 810 810 815 29 5

12 58 7

16 716,312 19,8

10 616.0

0,0 E25,345 078*7

loe'e120 6138 1145 g167 7 E16 9 5 W

95,286 274^861 217.4 W

1560479061731080938327

9839355

08

3800

331

68706403

478143

Eine große Lücke von über 70 Längengraden klafft zwischender Johnson-Insel und der mexikanischen Küste, aber vielbedauerlicher ist die Konzentration fast aller hohen Aufstiegeauf die Radiowindstationen der westlichen Pazifikhälfte unddes Atlantiis:, während das gesamte indoafrikanische Monsun-gebiet nur ganz unzureichend durch Aden und Manila reprä-sentiert wird; Dakar liegt bereits nördlich der innertropischenKonvergenzzone. Das sind aber höchstens 17% aller in 200 mbnoch verfügbaren Aufstiege, während der Bereich rund dieHälfte des Erdumfangs umfaßt. Die beiden von Starr u. Whiteberechneten Mittelwerte — arithmetisches Mittel aller Auf-stiege, sowie Mittelwert aus 365 Tagesmitteln — berücksich-tigen diese Tatsache nicht. Nur eine Anbringung von Gewich-ten — je nach Länge des von der Station repräsentierten Ab-schnitts — könnte diese Überbetonung des ungestörten wolken-armen Passatregimes gegenüber dem Bereich der wolkenreichenäquatorialen Westwindzone und der tropischen Monsune aus-schalten.

So ist es nicht weiter überraschend, daß das Integralp=100

für 13° Breite eine N-Komponente von rundp=10000,2 m/sec liefert (gegenüber — 0,016 m/sec in 31° Breite), wäh-rend unter stationären Bedingungen das Integral für die ge-samte Atmosphäre verschwinden müßte; jedoch ist eine Kom-pensation durch eine S-Komponente von 2,0 m/sec in derSchicht 0 bis 100 mb mehr als unwahrscheinlich. Es darf alsomit Sicherheit angenommen werden, daß diese Mittelwerte derSchicht 100 bis 1000 mb nicht reell sind, um so mehr, als nachStarr u. White sämtliche v -Werte außer den mit Pfeilen(Abb. 1) angegebenen kleiner sind als der 2faehe mittlereFehler, also nicht einmal dem Vorzeichen nach gesichert.Gesichert sind also bis jetzt nur die eigentlichen Passate miteiner Komponente zum Äquator unterhalb 800 nib, eine siemindestens teilweise kompensierende Komponente polwärts inetwa 600 mb, sowie eine wieder äquatorwärts gerichtete Kom-ponente zwischen der Tropopause (rund HOrnb) und dem

troposphärischen Westwindmaximum in rund 180 mb (~ 13km);die Absolutwerte der beiden letztgenannten Komponentenliegen an der unteren Grenze der Genauigkeit. In allen anderenHöhen ist selbst das Vorzeichen der meridionalen v -Kompo-nente noch unsicher, vom Betrage ganz zu schweigen.

Für die zonale u -Komponente liegen die Dinge nicht ganzso schlimm. Aber auch hier sind Aden und Manila die einzigenStationen des indoafrikanischen Sommermonsungebiets mithochreichenden Radiowinden. Erfahrungsgemäß liegen wäh-rend der Sommermonate fast keine hochreichenden optischenHöhenwindvisierungen aus dem indischen Monsunbereich vor,wie eigene Zusammenstellungen bestätigt haben. Aus denDaten von Ventikeshwaran6 sowie vor allem aus den — Starru. White offenbar nicht zugänglichen — gleichzeitigen. Radar-windpeilungen von Poona (18,5°M", 73,8°E, vgl. '•>) geht hervor,daß im Sommer im 200 mb-Niveau ein sehr konstanter Ost-Wind von 13 bis 16 m/sec weht, dessen Geschwindigkeit darübernoch zunimmt, während der West-Monsun eine Höhe von6 bis 7 km erreicht. Diese einwandfreien Daten bestätigenvöllig die schon 195010 ausgesprochene Anschauung. Da dieseOstkomponente jeweils von Mai—Oktober — während derAusbildung eines Höhenhochs über dem sommerlich erhitztenZentralasien — absolut vorherrscht, da sie ferner mit größterWahrscheinlichkeit für den Längenbereich 60° bis 110°E alsetwa repräsentativ angesprochen werden kann, und da siezweifellos in dem Material von Starr u. White praktisch ganzfehlt, so sind jedenfalls die u -Werte oberhalb 400 mb ~ 25000Fuß, im Bereich der Westwinde, zu hoch. Falls die Datenfür Poona9 auch noch für 13° Breite repräsentativ sind, ergibtsich im 200 mb-Niveau ein Jahresmittel für u von etwa—0,7 m/sec gegenüber einem Breitenmittel6 von +6,7 m/sec;wird dieser Wert für die Stationen Trichinopoly und Saigon alsrepräsentativ angenommen, dann fällt das arithmetischeBreitenmittel von u auf +5,7 m/sec. Diese Abschätzung führtalso zu dem Resultat, daß die u -Werte für 13° Breite oberhalb400 mb um rund 15% zu hoch sind; genauere Angaben sindz. Z. offenbar nicht möglich. Bedauerlich ist das Fehlen einerjahreszeitlichen Aufgliederung des Materials; zweifellos sinddie Verhältnisse in den Monaten Juli-September, wo die inner-tropische Konvergenzzone in 10—15° N-Breite liegt, anders alsim Nordwinter, wo alle Stationen der Passatzone angehören.

Trotz dieser Unstimmigkeiten müssen diese Ergebnisse" alskaum widerlegbarer Beweis für die Richtigkeit der in1 fürrepräsentative Stationen abgeleiteten Vorstellungen angesehenwerden. Der Korrelationskoeffizient rav — gebildet aus denEinzelwerten u und v — ist mit 0,08 bis 0,12 im Bereich desUrpassat überraschend klein, wenn auch in fast allen Höhenstatistisch gesichert. Diese Kleinheit zeigt einwandfrei, daßdie klassische Passattheorie nicht nur unzureichend, sondernsogar größtenteils falsch ist. Nach ihr sollte jeder Zustromzum Äquator von den Corioliskräften nach Osten, jeder Ab-strom nach Westen abgelenkt werden; wäre sie richtig, somüßte der Korrelationskoeffiziont +1,00 betragen oder jeden-falls knapp darunter liegen. Die Kleinheit des Zusammenhangeszwischen u und v — der vorwiegend mit einer Koppehingzwischen u und v in horizontaler Richtung, also mit demhorizontalen Impulsaustausch (nach Jeffreys u. Eaethjen) zu-sammenhängt — wid.erlegt die Allgemeingültigkeit dieses bis-her noch in allen Klimalehrbüchern verwendeten Satzes schla-gend, und widerlegt damit zugleich die früher allgemein an-genommene fundamentale Bedeutung des meridionalen Passat-kreislaufs für die Dynamik der tropisch-subtropischen At-mosphäre. Der meridionale Passatkreislauf ist somit in ersterLinie eine interne Meibungszirkulation1. Vom energetischen Ge-sichtspunkt aus bildet er — um Maethjens3 anschauliches Bildzu verwenden — nicht den Motor, sondern nur einen Teil des(energieaufzehrenden) Getriebes der atmosphärischen Wärme-kraftmaschine. Diese wird vielmehr betrieben durch thermischeund Strahlungsprozesse im Bereich der planetarischen Frontal-zone in der Westdrift. Es handelt sich dabei um nicht stationäreVorgänge, die mittels des hochwirksamen Impulsaustauschesdas Schwungrad der Westdrift3 im Gange halten. Dabei liegt

die Wärmequelle unten, besonders in der heißen Subtropen-zone, die Kältequelle (durch Ausstrahlung der Hochtropo-sphäre und der Wolkenoberflächen) oben, in Richtung auf diesubpolare Tiefdruckfurche verschoben, ganz im Sinne desSandströmschen Satzes (vgl. 3 und 10).

Damit ist zugleich auch gesagt, daß die meridionale Passat-zirkulation, die nach fltarr u. Whit-e nur 14% des Austauschesdes Rotationsmomentes besorgt — gegenüber 86% durchnichtstationäre Au stau seh Vorgänge — auch nur zum kleinstenTeil für die Bildung der planetarischen Frontalzone verant-wortlich sein kann. Ein permanenter Äquatorialfrontstrom3

bzw. subtropischer Jetstream1 wird durch die Beobachtungennicht gestützt5. Diese Vorstellung steht und fällt mit der klas-sischen Lehre vom Passatkreislauf; die Ergebnisse von Starru. White zeigen in eindrucksvoller Weise, daß auch in denTropen horizontale Austauschvorgänge erheblich wirksamersind als die (sekundären) Vertikalzirkulationen in einer meri-dionalen Ebene. Tatsächlich sind die Typen b und c vonRaethjens3 Abb. 5 weitaus am häufigsten; der Typ o zeichnetsich dadurch aus, daß das troposphärische \Vindmaximiimder Düsenströinung sich in den großen Frontalzonen bis insubtropische Breiten verschiebt.

2. Die Ursachen des Urpassats.Wie entsteht nun die tropische Ostströmung, wie entstehen

die subtropischen Hochdruckzellen? Diese Frage wurde früherstets mit dem Hinweis auf die Wirkung der ablenkendenKraft der Erdrotation auf den Antipassat beantwortet, ob-wohl mehrfach eindeutig klargestellt wurde, daß die Coriolis-kräftc als Führungskräfte keine Arbeit leisten, also auch keinepotentielle Energie liefern. Nun kommt hinzu, daß es einenAntipassat in klassischem Sinne gar nicht gibt; damit ist dieklassische Auffassung ad absurdum geführt. Inzwischen kannjedoch diese Frage, deren Deutung in10 noch unzureichendwar — mit auf Grund statistischer Untersuchungen meinesMitarbeiters Dr. Brandtner, erwähnt in5 — als gelöstgelten. Nach einem viel benutzten, von Eossby 194811

erstmals abgeleiteten, von Xuo1- und van Mieghem13 ver-allgemeinerten Satz wird jeder zyklonale Wirbel wegender Zunahme des Coriolisparameters f = 2.Q sin q> mitder Breite <f> polwärts beschleunigt, jeder antizyklonaleWirbel jedoch äquatorwärts (Abb. 3). Brandtner konntean Hand von über 1600 Einzelfällen zeigen (vgl.2, Abb. 3,).daß dieses Gesetz tatsächlich für die im Bereich derWestdrift entstehenden Wirbel im statistischen Mittelüberall zutrifft; der Ablenkungswinkel gegenüber dermittleren Höhenströmung aller Tage variiert zwischen 0°und 27°. Für die tropischen Zyklonen gilt dieses Gesetz eben-falls, wie sich für Indien und die Karibische See nachweisenläßt: im statistischen Mittel scheren aus einer überlagertenDrift Zyklonen policärts, Antizyklonen äquatorwärts aus. Hußleinhat11 an Hand einer Sammelkarte kalter Hochdruckzentren,die von Kanada und Alaska her erst nach S, dann überdie amerikanische Ostküste nach ESE ziehen, die ständigeRegeneration des Azorenhochs anschaulich gezeigt.

Die subtropischen Hochzellen entstehen also in der West-drift und wandern auf ihre Äquatorseite aus, unter ständigerRegeneration, wie wir es in jeder Wetterkartenserie z. B. fürdas Azoreiihocli unmittelbar beobachten können. Diese Rege-neration der subtropischen Hochdruckzellen durch kalte An-bauten ist eine längst bekannte Erfahrungstatsache der Syn-optik15. Die subtropische Hochdruckzone in ihrem zellularenAufbau prägt damit — von außen her — der nahezu baro-tropen Schichtung der subtropisch-tropischen Atmosphäre einDruckgefälle zum Äquator hin auf; dieses Druckgefälle hältder quasigeostrophischen. tropischen Ostströmung (Urpassat)das Gleichgewicht. Damit ist der Urpassat aber — wie auchseine rasch wechselnde vertikale Mächtigkeit7 zeigt — einenichtstationäre Strömung; die zu seiner Aufrechterhaltung(gegen die Bodenreibung) nötige potentielle Energie wird inder Westdrift erzeugt. Dieser nach oben an Geschwindigkeitabnehmende, nur geringfügig um Ost schwankende Urpassatwird nun überlagert von einer viel stärker veränderlichen

Strömung um West, die nach allen \Vetterkarten in völligeindeutigem Zusammenhang mit den wandernden Trögen undHochkeileu der Westdrift steht. Jeweils in den Trögen wirdder Urpassat in horizontaler und vertikaler Richtung zurück-gedrängt — gelegentlich bis nahe an den Äquator heran —,um sich im Bereich der Höhenrücken wieder auszuweiten.Wenn wir diese variablen Ausläufer der Westdrift traditions-gemäß1 als Antipassat bezeichnen, so müssen wir hierbei dieklassische Vorstellung einer einheitlich polwärts gerichtetenStrömung aufgeben. In Wirklichkeit handelt es sich nur umeinen Anti- Urpassat, also eine um West schwankende Strömung.

Anf i passet

SW10

5 -

0-L5 N ITC S

Abb. -2. Klassische und neue Aufi 'assiinK der meildionalen Passatzirkulation

Damit wird die Schwierigkeit beseitigt, die in den letzten50 Jahren, seit Beginn der aerologischen Epoche so viel Kopf-zerbrechen gemacht hat (vgl. hierzu die kritische Darstellungvon Möller im Lehrbuch der Meteorologie von Bann-Süring1*).

3. Die, vertikale Stabilität der Passate.Es ist eine bekannte Erfahrungstatsache, daß die Passate

vertikal stabil geschichtet sind, während die tropischen Mon-sune als vertikal instabil gelten. In vielen Fällen wurde dieserGegensatz luftmassenmäßig aufgefaßt: die trockene, stabile

Abb. 3. Ausscheren der Zyklonen und Antizyklonen au? der Westdriftinfolge der Abnahme der Corioli^ablenkung C EumÄnufttor(Jfordhalbkugel).

Passatluft („tropische" oder „subtropische" Masse) wurde derfeuchten und instabilen Monsunluft („äquatoriale" Luftmasse)gegenübergestellt. Tatsächlich handelt es sich hierbei offenbarnicht um einen primären Luftmassenunterschied, sondern umUmwandlung einer recht einheitlichen (homogenen) Luftmasseunter dem Einfluß der vorherrschenden Vertikalkomponentedes Windes, wobei in erster Linie die Feuchteverhältnisse einergrundlegenden Abwandlung unterliegen. Es bedarf keinesweiteren Beweises, daß — da die Verdunstung von Meer undLandoberfläche die einzige Wasserdampfquelle darstellt — eineabsinkende Luftmasse trocken, eine in Hebung befindlichefeucht ist, so daß wir unmittelbar die vertikale Verteilungder relativen Feuchte als Maß für das Vorzeichen der vertikalenWindkomponente ansehen können. Damit ändert sich auch diepotentielle Äquivalenttemperatur, die unter diesen Umständen(ganz allgemein) kein eindeutiges Maß für die Herkunft derLuftmasse mehr darstellen kann. Daß die Passatinversionkeine Luftmassengrenze bildet, hat Penndorf1'' — im Gegensatzzu v. Fickerls — betont. Für die gesamte Dynamik aber istnicht die äquivalent-potentielle, sondern die virtuelle Tempe-ratur maßgebend: ein wesentliches Argument gegen diefrüher zeitweise übliche Schematisierung des Luftmassenbe-griffs. Daß die äquatoriale Luftmasse keinesfalls durchgängigwärmer, sondern in einzelnen Schichten sogar wegen ihrerInstabilität kälter ist als die trockenstabile Passatluft, wurdeschon öfters betont.

Bei dieser entscheidenden Rolle der vertikalen Komponentedes Windes müssen wir den Zusammenhang zwischen ihr undden horizontalen Komponenten näher untersuchen. Vom theo-retischen Gesichtspunkt aus müssen 3 Effekte unterschiedenwerden: die vertikale Corioliskomponente, die Änderung derhorizontalen Corioliskomponente in meridionaler Richtung unddie Wirkung der Krümmung der Erdoberfläche,

a) .Die vertikale Komponente der Corioliskraft Cvert =•l D cos (p . u = u . f' (ü = Winkelgeschwindigkeit der Erde,cp = geographische Breite) ist in jedem Falle klein gegenüber derSchwerkraft. Setzen wir am Äquator (cos 99 = 1) eine Zonal-geschwindigkeit u = 10 m/sec an, so ergibt sich für CVert eineGrößenordnung von K)"1 cm sec~2 gegenüber g ~ 103 cm see~2.Der vertikale Coriolisparameter f kann also nur bei strengstabilem Gleichgewicht zwischen der Schwerkraft und dem ihrentgegenwirkenden vertikalen Druckgefälle eine Rolle spielen;eine exakte Berechnung der Vertikalkomponente der Beschleu-nigung ist so nicht möglich19. Im statistischen Mittel darfjedoch dieses Glied nicht vernachlässigt werden; es liefert beiWestwind eine Beschleunigung nach aufwärts (Hebung), beiOstwind nach abwärts (Absinken), wobei ein flaches Maximumin der Äquatorialregion erreicht wird.

h) Die Abnahme des horizontalen Coriolispammeters f =2 ü sin (f> nach dem Äquator hin (sin cp -> 0) liefert bei jederäquatorwärts gerichteten Strömung eine Tendenz zu Diver-genz, bei jeder polwärts gerichteten Strömung eine solche zuKonvergenz (nach einen bereits von V. W, Ekman20 formu-lierten Satz). Da in Bodennähe die Rcibungskomponente ineiner Ostströmung (ürpassat) äquatorwärts, in einer West-strömung (äquatoriale Westwindzone) polwärts gerichtet ist,ergibt sich hieraus19 implizite, daß — bei isolierter Betrachtungdieses Divergenzeffekts — eine Ostströmung im statistischenMittel mit Divergenz und Absinken, eine Wcstströmung da-gegen mit Konvergenz und Aufsteigen gekoppelt ist.

c) Wegen der Kugelkrümmung der Erde ist der Abstand rder Erdoberfläche von der Rotationsachse abhängig vom Erd-radius R und der Breite:

r — R cos cp .Dasselbe gilt natürlich vom Umfang der Breitonkreise. Damitwird bei stationären Verhältnissen eine meridionale Strom-röhre in Richtung zum Äquator horizontal gedehnt, wobei aus •Kontinuitätsgründen entsprechende vertikale Schrumpfungeintreten muß; umgekehrt erfährt die Stromröhre in pol-wärtiger Richtung eine horizontale Schrumpfung bei vertikalerDehnung. Der Betrag der Schrumpfung bzw. Dehnung läßtsich einfach errechnen; folgende Tabelle gibt ihn in % derhorizontalen bzw. vertikalen Ausdehnung bei einer meri-dionalen, äquatorwärts gerichteten Verlagerung von 1°=111 km.

oder nach 21 für die vertikale Komponente w im Druckniveau p

Wl> = -,rPo- ctg <p (Po—P)b-^yp

Dasselbe ergibt sich auch aus der in 19, Abschnitt 4gebrachtenGleichung, wenn man den Divergenzeffekt der horizontalenWindscherung vernachlässigt. Die Diskussion dieser Beziehungergibt jedenfalls für klimatologische Verhältnisse, daß eineiiquatorwärts gerichtete Komponente mit Absinken, eine polwärtsgerichtete Komponente dagegen mit Hebung verknüpft ist.Der Betrag dieser Vertikalbewegung ist in höheren Breitenklein, nimmt aber mit ctg cp sehr rasch zum Äquator hin zu.Überquert eine meridionale Strömungskomponente den Äqua-tor, dann ändert sich radikal das Vorzeichen und der Betragvon ctg (p, so daß hier Divergenz mit Absinken unmittelbarin Konvergenz mit Hebung übergeht. Dieser Effekt ist ver-antwortlich für die Entstehung einer sekundären inncrtropi-schen Konvergenz unmittelbar am Äquator, aber auch für dieausgedehnte äquatoriale Trockenzone im Pazifik1".

Es zeigt sich also, daß der (horizontale) Corioliseffekt b)und der Krümmungseffekt c) für meridionale Strömungs-kompenenten in gleichem Sinne wirken. Da die oben erwähntemeridionale Reibungskomponente einer quasigeostrophischenZonalströmung wieder in gleichem Sinne wirkt, wie der (ver-tikale) Corioliseffekt a), so kommen wir zusammenfassend —und nur in klimatologischem Sinne gültig! — zu einer sehreinfachen Beziehung zwischen den horizontalen Windkompo-nenten und der wetterwirksamen Vertikalbewegung:

(Ostströmung > ) Komponente äquatorwärts > Absinken> Hebung(Westströmung >) Komponente polwärts

Diese für beide Halbkugeln zutreffende Beziehung gilt selbst -verständlich nur in statistischem Sinne, nicht für Einzelwerte,wo stets horizontale Wind schorungen, Konvergenzen und Diver-genzen die Hauptrolle spielen. Wegen der Eigenschaften derCotangens- (und Cosinus)-Funktion ist sie in erster Linie inniedrigen Breiten gültig, insbesondere in Äquatornähe.

Kao u. Ghelam21 haben bei einer meridionalen Windkom-ponente v = 30 Knoten die aus diesen beiden Effekten resul-tierende Vertikalkomponente berechnet. Da dieser Wert von vviel zu hoch ist, rechnen wir die Daten um auf v = l m/secund erhalten (nun in der richtigen Größenordnung (vgl. 2r>)für das Niveau von 700 mb ~ 3 km:

5° 10° 15° 20° 25» 30» 35" 45° 60" !)0"

0,05 0,33 0.21 0,16 0,12 0,10 0,08 0,0« 0,03 0 cin/scc

Dieser „Breiteneffekt" als Summe des Corioliseffektes unddes Krümmungseffektes erreicht also jedenfalls in niedrigen

Geogr. Breite. 90° 30"

horizontale Dehnung . . .vertikale Schrumpfung . .

1,751,72

1,721,69

1,641,62

1,493,47

1,341,32

1,121,10

1,000,99

0,870,80

0,740,73

0,000,60

0,450,45

0,300,30

0,12%0,12°,,

Nach Rao u. Chelam21 liefert dieser Krümmungseffekt einev tg ff

Vertikalgeschwindigkeit w in der Höhe z w = —,T—(p0—pz),

wobei v als Mittelwert der Schicht p0—pz behandelt wird;Po = Bodendruck, ri = Dichte, g = Schwerebeschleunigung.Hierfür läßt sich in einem (x, y, p)-System mit dem Druck pals vertikaler Koordinate und unter Vernachlässigung von~wpo auch schreiben

vWp = ~äs~"~ *s f (P»—P)

Dieser Effekt liefert bei einer Komponente äquatorwärtsAbsinken, bei einer Komponente polwärts Hebung; wegen derEigenschaften der Tangensfunktion verschwindet er jedocham Äquator.

Kombiniert man beide Effekte b) und c), so erhält man —vgl. auch Sv. Petterssen22, S. 230 —

vdiv2 p = — -- ctg cp

Breiten (ip < 30°) nicht zu vernachlässigende Beträge unddürfte auch in höheren Breiten im statistischen Mittel einegewisse Rolle spielen. So findet z. B. U. Faust29 bei einergeradlinigen Nordströmung über Deutschland in den Niveausvom Boden bis zu 500 mb eine relative Feuchte, die um 6—9%niedriger ist als bei geradliniger Südströmung. Dies gilt, ob-wohl Nord-Strömimg mindestens über Westdeutschland reinmaritim ist, während Süd-Strömung durch einen längerenLandweg und durch Überschreiten der Alpen föhnig beeinflußtist. Vielleicht ist diese Beziehimg auch in polaren Breiten ander großen Häufigkeit und klimatologischen -Bedeutung derGrundschicht-In version en18 beteiligt; auf ihre allgemeine Be-deutung soll hier jedoch nicht weiter eingegangen werden.

Umgekehrt besteht bei polwärts gerichteten Windkompo-nenten sowie in der bodennahen Reibungsschicht bei Westwinddie Tendenz zum Aufsteigen, zur Feuchteanreicherung und zurLa,bilisierung; dies gilt vor allem für die der äquatorialenWestwindzone angehörigen tropischen Monsune, die nach allenklimatologischen Erfahrungen zu Schauerbildung neigen. So

betont Ireland?* in seiner Klimatologie des Sudans (3—22°N),daß dort die Nordwinde sämtlich wegen des Absinkens trockenseien, während die Südwinde feucht und niederschlagsreichsind, beide unabhängig von. der Herkunft (!) und dem Wegder beteiligten Luftmassen. Je ein Zahlenbeispiel für Binnen-land, Küste (mit küstenparallelen Winden) und den Westendes Indischen Ozeans möge diesen längst bekannten Gegensatzzwischen dem trockenen NE-Moiisuii (richtiger Passat) unddem feuchten SW-Monsun noch einmal belegen. Hiermit sind

Gebiet,

Arabische See15-20° N, 55 -60° E

Mogadiseio2» N, 45° E

Khartum15,6° N, 32,5° E

Jahreszeit Windrichtungu. -hautigkeit

Nov. -Januar j N-E 84%,Juni -August S- W 99%

Jan. -MarxJuni-August

Nov. -FebruarJuli-August

N-E 97%S-W 94%

NW-NB 80%S-W 73%,

Bewöl-kung

32%47%

26%46%

45%

Nieder-schlags-wahr -sehein-lichkeit

?

0,7%33 %

0%

Sj

\0

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also die Gegensätze zwischen Passat und Monsun im Hinblickauf Stabilität und Wasserdampfgehalt — mit anderen Wortenihre Eigenschaften als „Luftmassen" — zurückgeführt aufihre dynamische Beeinflussung durch die Strömungsverhältnisse,besonders im Hinblick auf die Vertikalbewegung. Das wirdbesonders deutlich inmitten großer Landmassen, wie im Sudan,oder Meeresgebiete, wie auf dem Indischen Ozean, wo von einer„kontinentalen" oder „maritimen" Herkunft der Luftmassen24

nach einem Überströmungsweg von 2—3000 km keinesfallsmehr die Rede sein kann. Dieser bisher meist vernachlässigteUmstand dürfte auch außerhalb der tropischen Zone eine er-hebliche Rolle spielen, besonders im Hinblick auf die bekannterasche Umwandlung der Luftmassen.

Die Größenordnung der Vertikalbewegung haben H. Riehl2b

und Mitarbeiter in ihrer ausgezeichneten Studie über denpazifischen NE-Passat aus der Geschwindigkeitszunahme inStromrichtung — unter Vernachlässigung der Divergenz senk-recht hierzu — zu 0,4 bis 0,6 mm/sec berechnet. Dieser Wertist gegenüber den für die WTestdriftzone angegebenen Wertenum mindestens eine Zehnerpotenz niedriger. Im Mittel übereinen ganzen Breitenkreis verschwinden die in25 vernachlässig-ten Windscherungen in zonaler Richtung sicher, jedoch nichtder unter b) und c) behandelte „Breiteneffekt". Die Größen-ordnung der von liiehl ermittelten Werte stimmt mit der obenabgeführten Tabelle ausgezeichnet überein, so daß der gesamteBetrag des Absinkens nicht viel über l mm/sec oder rund100 m/Tag angesetzt werden darf.

Die grundsätzliche Änderung der Vertikalbewegung, die ineiner meridionalen Strömung beim Überschreiten des Äquatorseintritt, wirkt sich im Bereich des Pazifik, der die Verhältnissesiner homogenen wasserbedeckteii Erdkugel am besten reprä-sentiert, besonders eindeutig aus: über eine Erstreckung vonrund 12000 km liegt der meteorologische Äquator den größtenTeil des Jahres zwischen 0 und 10°N, so daß der Südostpassatden Äquator passieren muß. Südlich des Äquators zeigt dieäquatoriale Trockeuzone (mit Niederschlagsmengen bis herabzu 100 mm, wie auf den Galapagos) die Wirkung des Breiten-effektes19, während jenseits des Äquators in unmittelbaremÜbergang die äquatoriale NiederseMagszone anschließt, mitMittelwerten von rund 3000 mm im Jahr. Auch der großeganzjährige Regenreichtum der indischen Äquatorialregion istauf diesen Effekt zurückzuführen.

Schlußbemerkungen.Die vorhergehenden Abschnitte haben gezeigt, wie alle we-

sentlichen, empirisch zu ermittelnden Grundzüge der Passat-zirkulation in dreidimensionaler Sicht — das vertikale Strom-feld in zonaler und meridionaler Richtung, der Aufbau dessubtropischen Hochdruckgürtels wie die Aufrechterhaltung desUrpassats, die Stabilität der Passate und die Instabilität dertropischen Monsune — sich mit Hilfe der bekannten dyna-mischen Gesetzmäßigkeiten auf eine einfache und einleuch-

tende Art erklären lassen. Kombiniert man diese Deutung mitden bekannten Überlegungen v. Fickers1B, die Riehl25 mit neuemMaterial quantitativ erweitert, dann ergibt sich eine umfas-sende dynamisch-thermodynamische Schau, die gegenüber derklassischen Theorie von Hadley, Ferrel u. a. den Vorteil hat,mit den empirischen Tatsachen voll in Einklang zu stehen undkeine physikalischen. Widersprüche mehr zu enthalten. Einevolle quantitative Durchrechnung ist im Augenblick noch nichtmöglich25, jedoch steht zu hoffen, daß im Rahmen des nächsteninternationalen Polarjahrs, das für 1957/58 geplant ist, eineexakte dreidimensionale Erforschung der tropischen Zirkulationermöglicht wird. Ein derartiges internationales Tropenjahr hatBodewald^ vorgeschlagen, und Riehl27 hat die Aufgabe eineraerologischen Passatexpeditiou formuliert. Zusätzlich müssennoch Untersuchungen über die vertikale Abhängigkeit desReibungskoeffizienten k über See und Land als Funktion derBreite <p besonders in Äquatornähe — vgl. x — gefordertwerden, wie denn überhaupt die singuläre Rolle des Äquatorsin der atmosphärischen Dynamik einer eingehenden Unter-suchung bedarf. Auch die Dynamik des Jet-streain, der jeden-falls das imponierendste und energiereichste atmosphärischePhänomen darstellt, und sein wechselseitiger Zusammenhangmit den subtropischen Hochdruckgebieten2 bedarf bei dieserGelegenheit einer eingehenden Untersuchung.

Auf der anderen Seite ist es jetzt möglich, einfache Modelletropischer Strömungssysteme aufzustellen, wie es für einetheoretische Untersuchung bereits in quantitativer FormF. H. Schmidt38 durchgeführt hat. Vergleicht man die Verhält-nisse auf dem zentralen Pazifik mit denen über Afrika, Indienoder des indoaustralischen Archipels, so finden wir 2 Haupt-typen, einen maritimen Typ mit kleinster jahreszeitlicher Ver-lagerung der innertropischen Konvergenz-Zone (ITC), undeinen kontinentalen Typ mit maximaler jahreszeitlicher Wande-rung der ITC. Beide lassen sich durch folgende Tabelle in ihrencharakteristischen Zügen wiedergeben.

maritim kontinental

Ausbildung der ITC einfachLage der ITCJahre szeitliche

Verlagerung

doppelt

rade Braerid. Komponente j ,,.hw.,..,.

der Strömung sehwach

Zonale Komponente

/yJdogenese an der

T,ih«.,l«.n, Xmntnv fPiimäre ITC in 10-30° BreitenalredtmAquator |lsekun(järe ITC Iulhe Äquator

" 2°-40 »«itengrade

stark("innerhalb der beiden ITC* äquatoriale W- Windzonel(,,Monsun"), sonst E (Urpassat)

häufig

E (Urpassat)

selten

WTährend die maritime Form (vgl.28, Fig. 6) auf dem Zentral-pazifik vertreten ist —wobei allerdings hier wegen der stärkerenZirkulation der Südhalbkugel die ITC ganzjährig in 0—10°Nordbreite liegt —, finden wir den kontinentalen Typ (vgl.28, Fig. 7) am reinsten im Bereich Indien-Australien, wenn wirdiesen auf einen Meridian projizieren. Eine zusammenfassendeDarstellung der,,monsunalen" Zirkulationsformen muß jedocheiner späteren Gelegenheit vorbehalten bleiben. Die Unter-suchung dieser beiden Zirkulationstypen — denen sich nochUntertypen anschließen dürften — ist offensichtlich klima-tologisch notwendig; mit Recht warnt -Pa/mer30 in seiner klarenund kritischen Überschau, deren Studium für all diese Fragenunvermeidlich ist, vor jeder allzufrühen Verallgemeinerungals einer,, Berufskrankheit der Meteorologen". Trotzdem scheinteine radikale Kehrtwendung in der Auffassung der Passat-zirkulation, wie sie oben durchgeführt wurde, heute unabweis-bar, da die frühere Auffassung nach Ausweis der Beobach-tungstatsachen die Befunde nur noch zu einem kleinen Teileinwandfrei deuten kann; diese Meinung wurde auch vonBossby31 ausgesprochen. Es darf ferner darauf hingewiesenwerden, daß unsere Deutung des größten Teiles der Passat-zirkulation als interne Reibungszirkulation1 auch als (dy-namische) Verallgemeinerung des „inneren Kreislaufs" auf-gefaßt werden kann, wie ihn v. Ficker thermodynamisch schon193618 abgeleitet hat.

Die Theorie einer stationären Meridionakirkulation ist kürz-lich von JSliassen32 aufgestellt worden; sie ist auch für die hierabgleiteten Ergebnisse bedeutungsvoll. Innerhalb der boden-nahen. Reibungsschicht wird durch Übertragung des Rotations-impulses („angular momentum") der Erde in die Atmosphäreeine Querzirkulation des Urpassats — eben die mittlere meri-dionale Passatzirkulation — erzeugt. Allerdings bedarf das dortgegebene Modell der Meridionalzirkulationen (32, Abb. 17),das die passatische Zelle in der Höhe über die Subtropen bisüber die Polarfront hinaus übergreifen läßt, offenbar einer kri-tischen Revision (vgl. hier Abb. 2). Die Ableitung eines der-artigen Modells auf empirischer Basis soll demnächst in an-derem Zusammenhang gegeben werden.

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Druck von J. P. Peter, Gebrüder Holstein, Rothenburg ob der Tauber.