154 Annalen der Hydrographie und Maritimen Meteorologie, April 1934. Scherhag, R.: Die Entstehung des Ostsee-Orkans vom 8, und 9. Juli 1931, 155
für je 40 m Höhendifferenz gezogen. 0 entspricht so in der Wetterkarte der Aus Abb. 1 geht hervor, daß kalte Luft an der Südseite des Ostseetiefs ost-
1000 mb-Isobare, + 40 der 1005 mb-Isobare usw. Die gestrichelten Kurven geben wärts vorgestoßen ist und keilförmig auf dem 50, Breitengrad am weitesten vor-
die relative Topographie der 900 mb-Fläche wieder. Der gewählten Einheit von angekommen ist. Es fällt besonders auf, daß die Isothermen von hier aus nach
10 dynamischen Metern entspricht ungefähr eine mittlere Temperaturdifferenz Norden divergent verlaufen. Auf der 900 mb-Fläche (Abb. 2) finden wir
von 3°. diese Erscheinung noch ausgesprochener. Dies hat zur Folge, daß auch die
Die Aufstiegswerte wurden den Aerologischen Berichten und den ausländischen Isobaren in diesem Gebiet mit der Höhe immer stärker divergieren.
Wetterkarten entnommen und sämtlich nachgerechnet, wobei als Bodendruck der Besonders auffallend wird diese Erscheinung von 700 mb an aufwärts (Abb. 3—6).
am 8 Uhr gemessene Barometerstand zugrunde gelegt wurde, um die Druck- Hauptsächlich von der Ostseeküste an verlaufen die Isolinien der absoluten
verteilung möglichst für einen bestimmten. synoptischen Zeitpunkt zu erhalten, Topographien jetzt ausgesprochen divergent. Die vorliegenden Höhenwind-
Die Abweichungen der Aufstiegszeit von 8 Uhr sind nur gering. messungen bestätigen diese Tatsache, Z.B. im 3000 m-Niveau: Königsberg
Tabelle 1. Höhenbeobachtungen vom 8, Juli 1931, 8 Uhr.
| South Farn- . l Darm- vr | Linden- ' | Tin- | Königs- Sehnee- ; Mont Svandals- Gallya- . Sorta-
A Tag | Duxford | Helder’) stadt. | München berg | Famburg köping Ders ] koppe Aigoual |] flona | tetö | Predeal | (Lemberg) | (Dorpat} Ya
A u * kl Zt ET N B K— —— — DEN | “—
Temperatur (°C) und relative Feuchte (in 10%) au den Hauptisobarenflächen
| Ort
Isobarenfläche
500 mb
600 ,,
700
800
900
1000
— 19 — 1-19 -— |—17V (—20V) i— 0X I — (—14 VID) —
—10— [—12— 1 VI |—12VI | VIE u. — 81X (— 4W1) |
—3— — 51X |— 4VII = 5 VII — 4 VI — |—= 3X 4 3 VI
+ 4— + 2I1X + 2V1 + 21X |+ 2VII + 21X + 2X + 7I1X
Lil — 4 99V + 10VI 14 SIX + 8VII' +10 VII + 7 VI, LI21X |
+17 — | +141X (+ 15 VID (+ 13 1X) 2 {+4 131X) | +14 1X (+H17VI)
iX = . _— (— ©) {-- —1)
© — — | {9 (— 3) — 5
A — 2 > (+ 8) (+ 5) (+ 3)
2 VIE (+ 51%) ((— 11%) | — U ' (+16) | (+18) | (410)
LIVE (4A1LIXY (4 71X) (413 VIM) (420VI) (+20 VIM) (4-23) 14-18) {+ 16)
4 101X (+16 VIID{+4 15 VID) (4 17 VIT)| (+26 VI) K-+25V1) | (+28) | (+28) | (+20)
Relative und absolute Topographieder Hauptisobarenflächen (dyn, m)
500 mb
500
700 »
800
900 „
1000
1361 5479| 1850 5428 | 1361 5413 ' 1348 5447! 1350 5489
1186 4118 11177 4078 | 1173 4052 1177 4099 1179 4139
1046 2932 | 1043 2901 | 1041 2879 1041 2922 | 1044 2960
950 1886 | 943 1858| 947 1838 940 1881! 945 1916
868 936| 862 95| 865 8911 860 941 865 971
—_ 681 — 5331 — 2% — 811 — 106
1373 5411 | —
1188 4038 ' 1212 4149
1048 2850 , 1069 2937
940 1802 | 960 1868
864 862 877 008
La a
1395 5573 — 1413 5694 | 1397 5671 | 1387 5644
1212 4178 — 1230 4281 | 1221 4274 1208 4257
‚087 2966 | 1058 2908 | 1096 3051 | 1085 3053 | 1077 3049
987 1879. 953 1850, 937 1955, > — — 994 1955 | 980 1968 | 970 1972
892 892 | 870 897 | 562 1018 576 915 899 932 899 1010| 901 9961| 892 988 | 883 1002
— 0 — 27 156 | — 39 | — 33 — 111° — 60° — 9% - 119
955 1821 |
866 866 |
0
In Tabelle 1 werden die Temperaturen und Feuchtigkeiten an den Haupt-
isobarenflächen sowie deren Höhen in dynamischen Metern mitgeteilt. Als Er-
yänzung dienen einige Bergstationen. Leider fehlen Angaben aus Osteuropa,
doch können wir auf folgende Weise wenigstens eine angenäherte Vorstellung
von der vertikalen Temperaturverteilung in diesem Bereich erhalten: An heißen
Sommermittagen ist der Temperaturgradient bis zu Höhen von 2 oder 3 km
etwa adiabatisch, In Lemberg steigt nun am 8. Juli die Temperatur bis auf
33° an. Da diese Station 300 m hoch liegt, folgt hieraus für 3000 m eine
Temperatur von mindestens -+6°, die immer noch höher ist als an allen anderen
aerologischen Stationen, Dorpat meldet eine Höchsttemperatur von 28°, Sorta-
vala von 25° (bei heiterem Wetter), und unter Berücksichtigung der Beobach-
tungen von Linköping und Königsberg sowie der von 8—14 Uhr aufgetretenen
Druckänderungen erhält man dann die am Schlusse der Tabelle 1 aufgeführten
wahrscheinlichsten Werte für die absoluten und relativen Topographien über
Osteuropa am 8. Juli um 8 Uhr. Die Genauigkeit des Resultats reicht für unsere
Zwecke aus.
Bei der Zeichnung der relativen Topographie der 900 mb-Fläche ist auch danach verfahren
worden, daß diese Linien etwa den Bodenisothermen parallel verlaufen müssen. Die Addition der
absoluten und relativen Topographien liefert bekanntlich die Höhen der nächsten Hauptisobaren-
flächen, Nur in der Figur für die 500 mb-Fläche sind anstatt der relativen Topographie der nächst-
höheren Isobarenfläche direkt die virtuellen Temperaturen eingetragen worden,
Es sind in den einzelnen Höhenkarten außerdem die Ergebnisse der Pilotballonmessungen für
die nächstliegende 1000er-Stufe eingezeichnet worden, Einem ganzen Fieder entspricht dabei eine
Windgeschwindigkeit von 20—29 km/Std., so daß z. B. eine Befiederuug, die in den Wetterkarten
Windstärke 7 bedeutet, hier eine Windgeschwindigkeit von 70—79 km/Std. bezeichnen soll, Diese
Art der Befiederung wurde der leichten Einprägsamkeit halber gewählt.
SzE 72 km/Std., dagegen Ljungbyhed (Südschweden) ESE 58 und Helsingfors SZW
47 km/Std.
Die Divergenz der Isobaren und der Druckfall.
Abb. 7 zeigt die Luftdruckänderung am 8. Juli von 8—14 Uhr, und wir
sehen hier, wie das Barometer zu dieser Zeit über dem gesamten Ostseegebiet
stark fällt. Wir erkennen sofort die auffallende Übereinstimmung zwischen
der Zone der größten Divergenz und dem Gebiet stärksten Druckfalls,
Die Achse des Druckfallgebiets verläuft parallel mit der Hauptachse der Diver-
genz. Der Zusammenhang zwischen der Druckänderung und der Divergenz
scheint also eindeutig. Wo die Isobaren konvergieren (was aber in diesem Bei-
spiel nicht klar bewiesen werden kann), steigt der Luftdruck,
Wir werden uns in später folgenden Beispielen noch eingehend mit der Zu-
ordnung der Luftdruckfallgebiete zu den Divergenzen befassen, wollen jedoch
schon an dieser Stelle die wichtigsten Ergebnisse vorweg nehmen, Unser Tief
verlagert sich mit der sehr geringen Geschwindigkeit von 10 km/Std. in nörd-
licher Richtung, Demgegenüber ist der Höhenwind wesentlich stärker, so daß
sich die Luftmassen. durch das Gradientfeld hindurch bewegen. Dann ist aber
sofort klar, daß die auf der Ostseite des Tiefs erzeugte lebhafte S-Strömung bald
in einen Bereich viel geringerer Gradienten kommt. Nur wenn dabei die Ge-
schwindigkeit in gleichem Maße abnehmen würde, wie der Gradient geringer
wird, würde keine Druckänderung resultieren; infolge der kinetischen Energie
der Luftströmung wird diese aber immer einen kleinen Geschwindigkeitsüber-
schuß behalten, und daher muß in jeder Luftströmung eine echte Diver-
genz, verbunden mit Druckfall, eintreten, wenn der Isobarenabstand
in der Windrichtung rasch größer wird (eine ähnliche Erscheinung beob-
achten wir bei dem Ausströmen aus engen Rohren).
1) In bezug auf die Werte des 2800 m Höhe erreichenden Aufstiegs von Soesterberg siehe:
Ergebnisse aerol. Beobacht. (Kon. Nederlandsch Meteorol, Instituut No. 106A) 20, S, 8/9.
