Überreicht vom Verfasser '*• ' '£*

Sonderdruck aus: „Beiträge zur Physik der Atmosphäre", 37, l, 1964

Herausgegeben von W. Georgii, H. Koschmieder //\7 "T" /

Akademische Verlagsgesellschaft, Frankfurt am Main

Zur Interpretation und räumlichen Verteilungstatistischer Parameter der Höhenwindverteilung

Von

H. FJGOHN

Meteorologisches Institut der Universität Bonn, Kurfürstenstraße 74

Mit 4 Abbildungen im Text

(Eingegangen am 24. Januar 1964)

ZusammenfassungDie statistischen Parameter einer (im allgemeineren Falle) elliptischen Höhenwindverteilung lassen

sich synoptisch und physikalisch interpretieren und liefern so neue Einblicke in den großräumigen Wetter-ablauf und den Mechanismus der atmosphärischen Zirkulation. Als Beispiele werden ausgewählte in-dividuelle Statistiken aus ganz verschiedenen Windsystemen wiedergegeben, sowie mittlere Meridian-schnitte (80°N bis 80°S) für das Verhältnis von zonaler zu meridionaler Streuung und der Korrelationder entsprechenden Windkomponenten in den beiden extremen Jahreszeiten. In der Stratosphäre ergibtsich ein Unterschied im Verhalten der W- und E-Strömungen, besonders deutlich im Bereich der 2jährigenPeriodizität in Äquatornähe.

SummaryA synoptic and physical interpretation of the statistical parameters of the (more generally) elliptic

wind distribution is given; these data reveal additional aspects of the large-scale weather phenomena andof the mechanism of the atmospheric circulation. As examples, selected individual statistics from quitedifferent wind Systems are given, together with two average meridional cross-sections (80°Nto 80° S)of the relation between zonal and meridional Standard deviation and of the correlation between thecorresponding wind components in both extreme seasons. In the stratosphere, westerly and easterlycurrents are different, especially when comparing data of the biannual period near the equator.

Kesumß

L'auteur donne une interpretation synoptique et physique des parametres statistiques de la distributiongeneralement elliptique du vent; ainsi ces parametres revelent des aspects nouveaux des phenomenesmeteorologiques de grande echelle et du mecanisme de la circulation atmospherique. L'auteur donne,comme exemplc, dos statistiques individuelles selectionnees de systemes de vent tout-ä-fait differentset aussi deux sections meridiennes moyennes (80°N — 80°S) ropresentant la relation entre les erreurs qua-dratiques moyennes zonale et meridienne des composantes correspondantes du vent pour les deux Saisonsextremes. Dans la stratosphere, les couraiits d'Est et d'Ouest sont differents, specialement quand oncompare les donnees pres de l'Equateur relative a une periode de deux ans.

1. Die vollständige Charakterisierung einer Höhenwindverteilung durch statistische Para-meter erfordert die Berechnung der Streuung in zonaler und meridionaler Richtung (ax, ay)sowie des Korrelations-Koeffizienten rxy zwischen der zonalen und meridionaleii Komponentedes Höhenwindes (vx, vy). Diese Größen sind notwendig und hinreichend, um die (im all-

Beitr. Phys. Atmos. Bd. 87, Heft l 2

18 H.

•gemeinen Fall elliptische) Verteilung der Vektoren vollständig zu beschreiben [l, 2]. In denfolgenden Ausführungen bezeichnen wir mit x und y jeweils die individuellen Abweichungender x- und ^/-Komponente des Windes v von den (zeitlichen) Mittelwerten v^. und v^;

Wenn wir von orographisch gestörten Gebieten und Höhen absehen, kann nach [3] dieHöhenwindverteilung in der Troposphäre in mittleren und höheren Breiten überwiegendund näherungsweise als zirkulär bezeichnet werden. In diesem ITalle — der z.B. in den eng-lischen Höhenwindstatistiken [3, 4] allgemein vorausgesetzt wird — ist ax ~ ay (± 10%),ferner rxv = 0, und es genügt die Angabe der Vektor-Streuung a, die sich aus er2 = a* + ßfergibt. Dann läßt sich die gesamte statistische Verteilung des Höhenwindes durch den resul-tierenden Vektor vr (mit der Richtung « und dem Betrag vr) und er (englisch „Standardvector deviation") ausdrücken. Das hat erhebliche praktische Bedeutung, da man ausKarten für vr (Stromlinien und Isotachen) und er — wie sie z.B. in [4] gegeben sind — fürjeden behebigen Punkt ohne Meßwerte diese drei Parameter interpolieren kann und dannmit genügender Näherung die statistische Verteilung der Höhenwinde angeben kann1.

Für den allgemeineren Fall einer elliptischen Verteilung (mit ax ^ ay und rxy ^ 0) benötigtman außer a und vr noch drei weitere Parameter, nämlich ax, ay und rxy. Diese sind für dieNordhalbkugel inzwischen ebenfalls in einem großen Atlaswerk [5] kartographisch dargestellt ;zahlreiche Werte für einzelne Stationen sind bereits in [6] wiedergegeben. Diese praktischeAufgabe der Flugklimatologie braucht hier unter Hinweis auf die Literatur [4, 5] nichtnäher behandelt zu werden. Unsere Aufgabe ist es vielmehr, auf die Möglichkeit einer physika-lischen bzw. synoptischen Interpretation dieser statistischen Parameter hinzuweisen. Dieseerlauben, selbst in Gebieten mit weitmaschigem Stationsnetz und mit unvollständigen Meß-reihen (Tropen !) schon aus den Meßwerten einer einzigen Station weitergehende Schlußfol-gerungen in synoptischer Hin sieht zu ziehen. Meteorologische Statistik ist nicht Selbst-zweck : sie ist Mittel zum Zweck. Die Interpretation statistischer Parameter vermittelt unsEinblicke in die meteorologischen Vorgänge, die auf keine andere Weise besser und über-zeugender zu erhalten sind.

2. Die Unterschiede zwischen ax und av sind offensichtlich nicht zufällig, sondern systema-tisch verteilt. So ist ganz allgemein — hierauf hat zuerst J. R. SCOTT [7] am Beispiel vonSingapore hingewiesen — in Äquatornähe ax größer als ay. Das ist keinesfalls selbstverständ-lich und bedarf einer Erklärung. G. HOLLMANN [8] hat darauf hingewiesen, daß am Äquatorselbst ein zonaler beschleunigungsfreier Wind existieren kann, bei dem an Stelle des Druck-gefälles die meridionale Krümmung des Druckfeldes die ausschlaggebende Rolle spielt.In der Tat fanden JOHSTSOW und MOBRTH [9] eine große Häufigkeit von Wetterlagen,bei denen im 700 mb-KTiveau eine zum Äquator symmetrische Druckverteilung mitvorherrschenden zonalen Winden vorhegt („BRIDGE" mit Westwind, „DTTCT" mit Ostwindzu beiden Seiten des Äquators). Das deutliche Vorwiegen zonaler Strömungssysteme in derfreien Atmosphäre der Äquatorzone wird dadurch gekennzeichnet, daß nicht nur (außer inwenigen Störungsgebieten) vr fast immer annähernd zonal gerichtet ist (va > vv), sonderndaß auch die meridionale Streuung av zurücktritt gegenüber der zonalen cra: hier ist dieStreuungsellipse mehr oder minder in Richtung der Breitenkreise orientiert.

1 Nach, eigener Erfahrung weicht jedoch in weiten Teilen der Tropen -und in der Stratosphäre die Wind-verteilung erheblich von einer zirkulären ab.

Zur Interpretation, und räumlichen Verteilung statistischer Parameter der Höhenwindverteilung 1&

Aber auch in anderen Gebieten gibt es systematische Ab-weichungen von der zirkulären.Verteilung. Zu ihrer Interpretation müssen wir ganz allgemein —• auch in der Äquatorial-zone — von einer vorwiegend wellenartigen Mäanderform der Stromlinien ausgehen. Sind beidiesen Formen — in der Westdrift die großräumigen ROSSBY-Wellen, in der tropischenOstwindzone die etwas kleinräumigeren „easterly waves" und „equatorial waves" — die Ge-schwindigkeitsmaxima regellos verteilt, dann resultiert eine annähernd zirkuläre Wind-verteilung. Fallen die Geschwindigkeitsmaxima (Strahlströme) mit den meridionalen Ab-schnitten der Stromlinien zusammen (Abb.la), dann wird av > ax. Liegen dagegen die G-e-schwindigkeitsmaxima der Strahlströme in den zonalen Abschnitten (Abb. Ib), dann ist

c)

Abb. 1. Typische synoptische Bewegungsformen (Stromlinien diok, Isotaohen dünn) bei elliptischerWindverteilung (av ^ ax); Erläuterung siehe Text

ffy < ax. Im Extremfall (ay = 0) handelt es sich um eine rein zonale Bewegung pulsatorischenCharakters, d.h. mit einem Wechsel von Zeitabschnitten mit hoher bzw. geringer Wind-geschwindigkeit ohne Richtungsänderung (Abb.lc). Ein analoger Extremfall für ax = 0,d.h. mit, Konstanz aller zonalen Windkomponenten, ist in der Atmosphäre auf der rotieren-den Erde unmöglich.

3. Der Korrelations-Koeffizient rxv hängt wegen der Kovarianz xy = — 2 xy im. wesent-lichen ab von der Verteilung der Vorzeichen von x und y:

T r—•' xy

Überwiegen gleichartige Vorzeichen, dann ist r positiv, überwiegen entgegengesetzte Vor-zeichen, ist r negativ. rxy gestattet infolgedessen eine Aussage über die statistische Bevor-zugung der SW—NE Richtung (x, y gleiche Vorzeichen) oder der IsTW—SE Richtung (Vor-zeichen entgegengesetzt); bei öäy = 0 ist keine Richtung bevorzugt. Die physikalischeInterpretation führt auf die bekannte Erscheinung der Asymmetrie der Wellen:

2*

20

Auf der Nordhalbkugel bedeutet

H. FLOHN

7 > 0

xy < 0ein Vorwiegen asymmetrischer Wellen mit

. . . zurückhängenden ^ .. l links , . Aaquatorwarts r luenden Trogen -~^- schief .vorlaufenden

Auf der Südhalbkugel dagegen bedeutet -̂ -̂ — ein Vorwiegen asymmetrischer Wellenxy < 0

., .. , . . . vorlaufenden „, .. , . , •• 0>mit aquatorwarts - .. . , .. - 3 — irogen (Abb. 2).^ zuruckhangenden °

N

>o t

\

T TAbb. 2. Typische Bewegungsformen (Stromlinien ausgezogen, Trogachsen gestrichelt) bei elliptischerWindverteilung (r„ =£ 0); die Pfeile rechts geben die Richtung des austauschbedingten Impulstrans-

portes an (abhängig von xy)

Es sei daran erinnert, daß in einem skalaren atmosphärischen Feld mit einem Gefalle zumPol hin rückwärts geneigte Wellen des Windes längs eines Breitenkreises durch Austauscheinen Netto-Transport polwärts, vorwärts geneigte Wellen einen Netto-Transport aquator-warts hervorrufen [10], sofern eine Korrelation zwischen der Feldgröße und y besteht. DieRichtung dieses Austausch- oder Eddy-Transportes zonalen Impulses wird durch xy bzw.rxy festgelegt. Daten für xy bzw. rxy sind in [5] und in den Atlanten des General CirculationProjects von Prof. V. STARE (Mass. Inst. Technol.) enthalten [11, 12].

4. RIEHL hat schon früher gezeigt [13], daß die Varianz az = axz -\- avz ebenfalls einephysikalisch sinnvolle Interpretation zuläßt. Die kinetische Energie des Windes ist pro-portional dem Quadrat der skalaren Windgeschwindigkeit v, die mittlere kinetische Energieeiner Population von n Windmessungen ist proportional — H v2, und die kinetische Energieder Grundströmung bzw. des resultierenden Windes vr proportional wr2. Dann ist der Anteilder kinetischen Energie der Störungen Es (proportional a2) an der totalen kinetischen Energieder Windverteilung Et ^

Zur Interpretation und räumlichen Verteilung statistischer Parameter der Höhemvindverteilnng 21

Da allgemein — vgl. [3] — — S i;2 = er2 -)- vrz, ist

w /W _ i nvr2 _ a2

Im folgenden drücken "wir J3S als unbenannte Zahl in °/0 von ]&t aus, was insbesondere denVergleich mit Q erleichtert.

JSS (in % von ̂ ) liefert ein Maß der Beständigkeit, das sich sehr leicht ermitteln läßt — ausvr zusammen mit einer Statistik von vz oder mit a — und das eine unmittelbare physikalischeInterpretation zuläßt. Natürlich bestehen zwischen dem altbekannten BeständigkeitsmaßQ — dem Verhältnis zwischen dem vektoriellen und dem skalaren Mittel der Windgeschwin-digkeit Q = VT/V — und Ss statistische Beziehungen: Q läßt sich bekanntlich [2, 3, 4] auscr/vr abschätzen. Beide Parameter verhalten sich invers: bei wachsender (hoher) Beständigkeitliefert ]SS rasch abnehmende (geringe) Werte, während bei geringer Beständigkeit 28S natur-gemäß sich dem Wert 100 % nähert. Während vom rein statistisch-khmatologischen Stand-punkt aus beide Maße etwa äquivalent sind, wird man vom Standpunkt des Meteorologen(und besonders des Synoptikers) aus Es wegen seiner anschaulichen Interpretation vorziehen.Das gilt um so mehr, als Q ja bekanntlich nur ein Maß der Bichtungs-Streuung ist; daserkennt man sofort, wenn man sich eine hypothetische Modellverteilung mit nur einer ein-zigen Windrichtung (vr = •ü) vergegenwärtigt.

5. Der Transport von Aerosolpartikeln geschieht—wie jeder andere atmosphärischeTransport — mit dem zeitlich gemittelten Wind vr und mit dem Austausch, proportionalzu den Abweichungen * und y. Bei annähernd normaler (GAtrssscher) Verteilung der Wind-komponenten ist die (lineare) mittlere Abweichung der (quadratischen) Streuung a propor-tional. Legen wir die Theorie von G. T. TAYLOB — die unter vereinfachenden Annahmeneine Verbindung zwischen den LAGRANGEschen Partikelbahnen und den ortsgebundenen(Eui/EKSchen) Windmessungen herstellt •— zugrunde, so läßt sich der Austauschanteil desPartikeltransportes aus den Streuungskomponenten cfx, ay und einem zeitabhängigen Para-meter berechnen. Da bei der Vorherrschaft zonaler Windsysteme die mittlere meridionaleKomponente vy im allgemeinen etwa um eine Größenordnung kleiner ist als av, spielt dieserTerm besonders bei-dem meridionalen Austausch eine große Rolle; Abschätzungen darüberwurden an anderer Stelle [14] gegeben. Da in den Tropen ay deutlich kleiner ist, als in derWestwindzone [14, sowie hier Tab. l und 2], so wird der Meridional-Austausch hierdurcherheblich verlangsamt; die Tropenzone bildet eine ziemlich effektive Barriere für den inter-hemisphärischen Partikelaustausch.

6. In Tab. l und 2, deren Daten großenteils —mit einigen Ausnahmen1 und Statistikenvon der Südhemisphäre [15, 16] •— aus [6] entnommen sind, haben wir eine kleine Auswahltypischer Parameter zusammengestellt. Einige Bemerkungen zur Interpretation mögengenügen:

a) Im Polargebiet, besonders in Nähe der Zentren des Polarwirbels im 300 mb-Niveau,sind bei maximaler Bichtungs-Streuung die Beständigkeit Q und der Betrag -or des resultie-renden Windes gering, der Störungsanteil $s daher sehr groß. Wegen des geringen zonalenImpuls-Transportes ist auch rav verschwindend gering; die Windverteilung ist praktischzirkulär.

1 3?ür die Hilfe bei den Berechnungen (Stationen Karaohi, Trivandrum und Tab. 3) danke ich meinenMitarbeitern, insbesondere stud. H. Ci.

Tabelle i. Statistische Parameter der Höhenwindverteilung in der Westwindzone to

Station Höhe Monate 9>(°N) A(°) K VT ff« o, a °W°V Q S. »V» n

Polargebiet

EurekaBurekaTromsöJakutskBarrow

300 mb300 mb300 mb300 mb300 mb

12—26—8

12—212—26-8

80,080,069,762,071,3

85,9° W85,9° W19,0°E

129,7°E156,4°W

110°

262°265°320°236°

2,161,92

10,22,227,49

10,511,19,52

10,213,0

9,7412,011,710,512,9

14,216,316,614,718,3

1,080,920,810,97

- 1,01

18%13601743

97,5%98,5739886

+ 0,07— 0,03+ 0,09— 0,01+ 0,04

451460451542368

Westdrift mittlerer Breiten

Wetterschiff 0BerlinBerlinBerlinSwerdlovskWetterschiff PTatoosh IslandHobart

300 mb850 rnb500 mb200 mb300 mb300 mb200 mb12km

12—26—86—86—8

12—212—212—2

1—2

52,852,552,552,556,850,048,442,9° S

35,5°W13,4°E13,4°E13,4°E60,6°E

145,0° W124,7° W147,5° W

248°266°259°261°278°270°267°270°

26,25,059,20

13,09,32

22,120,025,0

18,56,83

10,813,813,115,813,215,5

21,04,648,95

14,014,119,915,516,0

28,08,27

14,019,719,425,420,422,2

0,881,471,210,990,930,790,850,97

77%60616149757882

53%72707081576144

— 0,10-0,08+ 0,11+ 0,07+ 0,12+ 0,02+ 0,24

—

450552552 w

552 •542 g482 W483105

Sttbtropische Strahlströnrang

HatterasDakarBahreinCaleuttaTatenoBrisbanePretoria

200 mb200 mb200 mb200 mb200 mb12km

200 mb

12—212—212-212—212-2

7—87—8

35,214,726,322,636,027,4°S25, 8° &

75,7° W17,4°W50,6°E88,4°E

140, 1°E153,1°E28,2°E

270°265°270°256°267°266°267°

40,427,245,038,664,658,532,2

14,510,313,110,817,315,012,6

14,910,616,311,914,923,212,1

20,814,820,916,122,827,317,5

0,970,970,800,911,160,641,04

93%93959697——

21%251815111823

+ 0,17— 0,02+ 0,13+ 0,23+ 0,12

——

482357370143512129327

Zeit nach Monaten. (12 = Dezember); tp = geographische Breite; A = geographische Länge (Greenw.); a = Richtung (90° = .®); vr = Betragdes resultierenden Windes in m/s; ax(a„) = zonale (meridioiiale) Komponente der Streuung ff in m/s; Q = Beständigkeit in % (hier meist aus a/vr

geschätzt); ]BS = Anteil der kinetischen Energie der Störungen an der totalen kinetischen Energie St in %; rxv = Korrelatioiiskoeffizient zwischenzonaler und meridioiialer Windkomponente; n = Zahl der verwendeten Aufstiege.

tsi

Tabelle 2. Statistische Parameter der Eöhenwindverteilung in den Tropen

Station Höhe Monate ,(°N) .n K «, ff« ff» a ff»/ff» Q *. r„ n

Passatzone

Sal (Kapverden)Kwaj aleinKwaj aleinHonolulu

850 mb850 mb850 mb850 mb

6-86-8

12—26-8

16,78,78,7

21,3

22,9° W167,7°E167,7°E157,9° W

80°96°88°73°

6,007,068,526,20

6,363,784,713,89

5,252,643,552,66

8,264,615,904,71

1,211,431,331,46

65%908888

65%303238

+ 0,12+ 0,08+ 0,09+ 0,15

178540509458

Sommermonsun (äquatoriale Westwinde)

LagosKhartumAdenTrivandrumCalouttaSingaporeClark Meld (Luzon)

850 mb850 rob850 mb850 mb850 mb850 mb850 mb

6-86-86-86-86-86-86-8

6,615,612,8

8,522,6

1,415,2

3,3°B32,5°E45,0°B77,0°E88,4°E

103,9°E120,6°E

247°231°271°299°211°231°212°

1,164,154,30

13,13,215,002,99

3,904,503,294,685,604,135,69

3,575,002,124,284,553,374,11

6,286,723,916,357,235,337,00

1,090,901,551,091,231,221,38

26%608294477745

95%724519845385

+ 0,15+ 0,27-0,08—0,17—0,12—0,02+ 0,20

189223454771

1.030433534

Tropisoher Ost-Strahlstrom

KarachiCalouttaTrivandrumAdenKhartum

16km200 mb

12km200 mb200 mb

7—86-87-86-86-8

24,922,6

8,512,815,6

67,2°E88,4°E77,0°E45,0°E32,5 °B

96°82°83°84°92°

16,212,223,821,616,7

9,08,77,37,48,7

6,94,665,24,934,96

11,49,99,08,9

10,0

1,311,861,411,501,74

89%84979692

33%39141526

+ 0,11+ 0,27+ 0,14+ 0,20+ 0,10

143206136430211

Aquatorialzone

NairobiNairobiSingaporeSingapore

200 mb200 mb600 mb500 mb

12—26-8

12-26-8

1,3°S1,3°Sl,4°rT1,4°N

36,8°E36,8°B

103,9°E1Q3,9°E

111°84°93°99°

8,676,102,554,15

9,749,784,864,74

6,996,653,533,23

12,011,8

6,005,74

1,391,471,381,47

66%534566

66%768566

— 0,29+ 0,33— 0,03+ 0,08

320362181191

lH0?

p1

P

lW

£

d

O:tr1

H.

b) In der Westdrift mittlerer Breiten kann an einzelnen Stationen, besonders in der Tropo-sphäre, die Streuung in meridionaler Richtung überwiegen, also — wie öfters in Europa — einesynoptische Anordnung wie in Abb. l a, mit Strahlströmen mit deutlich, meridionalen Kom-ponenten. Eine systematische Abweichung von der zirkulären Verteilung liegt anscheinendin den unteren Schichten [850, 700 mb) an vielen Landstationen vor, die eine nähere Unter-suchung verdient. Die Beständigkeit ist mäßig, der Störungsanteil Es fast stets über 50%.die Korrelation ray schwach positiv, d.h. es existiert ein geringer Austauschtransport zonalenImpulses polwärts.

c) Im Bereich der subtropischen Strahlströmung finden wir im 200 mb-Niveau sehr hoheWerte für Q und vr, sehr geringe Werte von Es und ein eindeutiges Überwiegen positiverKorrelationen rxy: In der Mehrzahl der Stationen ist wiederum av < ax, als Anzeichen fürstarke Trogbildung und meridionale Windmaxima in der subtropischen Strahlströmung.

d) In der Passatzone ist im 850 mb-Niveau bei hoher Beständigkeit die zonale Streuunggrößer als die meridionale; hier spielen also pulsatorische Vorgänge (easterly waves) mitzonalen Windmaxima eine große Bolle. Der meridionale Austausch-Impulstransport istauch hier polwärts gerichtet, um das von der schneller rotierenden Erdoberfläche an dieAtmosphäre abgegebene Rotationsmoment polwärts zu verfrachten. Die Verteilung von Es inBodennähe zu beiden Seiten der innertropischen Konvergenzzone (ITC) wurde schon früher[17, Abb. 13] dargestellt; hier nimmt Es von 75 bis 95% nahe der ITC ab auf rund 40%in mehr als 450 km Abstand.

e) Im Bereich des äquatornahen Sommermonsuns (W- oder SW-Strömung in 850 mb)überwiegt ebenfalls meist die meridionale Streuung, während eine bevorzugte Richtung desImpulstransportes kaum zu erkennen ist. Nur im zentralen Bereich (Trivandrum!) ist dieBeständigkeit groß; an der polaren wie nahe der oberen Begrenzung (Lagos, öalcutta, Luzon)spielen Störungen die Hauptrolle.

Tabelle 3. Statistische, Parameter der Höhenwindverteilung in der Stratosphäre

Station

WienWienTarawa

Höhe

24km24km24km

Zeitabschnitt

Juli (1948—58)Dez. (1948-58)

1956/6—7

a

97°276°

90°

vr

6,6618,628,8

ff«

3,6713,96,15

°V

1,908,442,58

a

4,0916,3

6,67

a*/°V

1,931,652,39

Q

91%8299,8

E,

22%43

5

n*

+ 0,10+ 0,32

—

n

557352203

Canton Island(2,S°S,171,7°W)

Canton Island(2,S°S, 171,7°W)

°)Canton. Island(2,8°S,171,7°W)

30 mb30 mb30 mb

30 mb30 mb

30 mb30 mb30 mb30 mb30 mb

1956/6—111958/7—121960/5—9

1957/5—101959/6—11

1956/1—556/12—57/457/12-58/41959/1—559/12—60/4

89°92°88°

273°269°

94°265°270°95°91°

25,727,226,4

14,715,5

11,43,93,819,44,6

5,896,215,72

6,376,63

10,2611,937,8313,578,37

3,773,373,21

4,033,89

4,104,593,994,784,26

6,997,076,56

7,547,68

11,0512,798,7814,399,39

1,561,841,78

1,581,70

2,502,601,962,841,96

999999

9496

8430458751

2119

4891843681

-0,16-0,04— 0,16

+ 0,13— 0,003

+ 0,05— 0,12— 0,03— 0,09+ 0,14

206292128

286321

110143207227193

Zur Interpretation, und räumlichen Verteilung statistischer Parameter der Höhenwindverteilung 25

£) Im Bereich, der tropischen Ost-Strahlströmung (-nur im rTordsommer über der Monsun-region in 200 bis 100 mb) finden wir besonders hohe Werte für vr und Q, sehr geringe Wertefür Es und einen nach N gerichteten Impulstransport. Hier überwiegen (ax > ay] pulsatori-sche (statt oszillatorische) Vorgänge bei hoher ßichtungsbeständigkeit Q. In der äquator-nahen Troposphäre ist die Beständigkeit viel geringer, der Anteil der Störungen überwiegt,und der Austausch-Impulstransport ist anscheinend zu der jeweiligen Sommerhalbkugel hingerichtet.

7. In der Stratosphäre (Tab. 3) herrschen bei stabiler Schichtung allgemein zonale Schwan-kungen bzw. pulsatorische Vorgänge vor; überall —bei Ostwind wie bei Westwind —istax erheblich größer als av. Der Störungsanteil Es ist bei Ostströmung systematisch niedrigerals bei Westströmung: das gilt für die normale jährliche Winddrehung in mittleren undhöheren Breiten (Wien) wie für die noch so rätselhafte, etwa 2jährige Periodizität in Äquator-nähe. Das Material von Ganton Island (30 mb, nahe 24 km) wurde hierzu neu ausgewertet,wobei 5 bis 6-monatige Zeitabschnitte mit reinem Ostwind (a), mit reinem Westwind (b)und Übergangsabschnitte (c) unterschieden werden. Diese Gruppen verhalten sich in ganzcharakteristischer Weise: bei Ostströmung ist die Beständigkeit extrem groß, der Störungs-anteil Es mit 6 bis 7% verschwindend klein, der Impulstransport nach E" (d.h. über denÄquator hinüber) gerichtet. Bei Westströmung ist Es mit etwa 20 % deutlich größer, währendin den Übergangszeiten naturgemäß die Beständigkeit gering ist. In beiden Gruppen istrxv offenbar variabel und ax > ay. Die meridionale Streuung ay ändert sich kaum beim Über-gang von W- auf B-Strömung, während die zonale Streuung natürlich in den Übergangs-abschnitten zwischen E und W besonders groß wird. Dieses Verhalten spricht nicht für einenhohen Anteil von Wellen und Wirbeln bei dem wiederholten Umbruch zwischen E und W,vielmehr für einen allmählichen, gleitenden (oder auch pulsatorischen) Übergang; nähereUntersuchungen sind vorgesehen. Der Unterschied zwischen E-undW-Strömung kann nichtallein oder auch nur vorwiegend in der vertikalen Stabilität gesucht werden: in der Inversions-Schicht 50 bis 30 (bzw. 50— 25) mb finden wir in den Ostwindperioden eine Temperatur-zunahme nach oben von 8,8 ° (12, l °) G, in den Westwindperioden immer noch 7,4° (9, 3 °),in den Übergangszeiten 10, 2° (12, 9°). Auf die Frage nach den Ursachen dieser systemati-schen Unterschiede zwischen W- und E-Strömung soll hier — unter Hinweis auf eine Arbeitvon VA]sr MXEGHBM [IS] — nicht näher eingegangen werden.

Nachdem diese 24 bis 27 monatige Periodizität der stratosphärischen Winde in der Äqua-torialregion als Tatsache feststeht, ist es nicht länger erlaubt, sie zugunsten der viel schwäche-ren Jahresperiode zu vernachlässigen. 10jährige Mittelwerte der Winde in 50 oder 25 mb fürJanuar oder Juli sind über Stationen in äquatorialen Breiten im Grunde sinnlos, da sie überPerioden extrem beständiger Ostwinde und fast ebenso beständiger Westwinde mittein. Bei•dieser Mittelbildung geht das entscheidende Merkmal —• eben diese Beständigkeit innerhalbeinheitlicher Strömungssysteme •—verloren (siehe die Übergangsperioden in Tab. 3c). Beiden auffallend gleichmäßigen und geringen Werten von av und den enormen Schwankungenvon vx und aa wird dann ffa/av hohe Werte erreichen, die keine sinnvolle Interpretation mehrzulassen. So läßt sich für den 24 Monate (je 2 Perioden mit E und W) umfassenden Zeitraum1956 bis 1959 (JV-Sommer und Herbst) aus Tab. 3 (a und b) aa zu 21,7, ay zu 3,80 abschätzen;damit wird ffjffy = 5,7 und Es erreicht den völlig irreführenden Wert von 94°/0 (Q -— 30%) !

Das nur 2 Monate umfassende Material von Tarawa bestätigt den etwa gleichzeitigen Be-fund über Ganton Island. Es muß aber beachtet werden, daß über Tarawa die Einzelwerte

26 H.

nicht in Komponenten zerlegt wurden — wie über Ganton Island und in dem gesamtenMaterial von [5, 6] —, sondern daß die Windvektoren Her — von der Kommission fürAerologie der Weltorganisation für Meteorologie empfohlen — in 30 "-Sektoren eingeteiltwurden. Hierbei fallen 201 von 203 Werten in den Sektor 75 bis 104° — in dem sie als ein-heitliche Richtung (90°) behandelt werden — und nur je ein Wert in die beiden Nachbar-Sektoren. Damit wird ay •— aus nur 2 Werten abgeleitet — viel zu klein. Dieses Beispiel zeigt,wie die Parameter in Grenzfällen nicht unerheblich von der jeweils angewandten Bechen-

XII-II N-Winisr S-Sommer

ÖO°S

BO°N 60 40° 60° 80°S

Abb. 3. Mittlere Verteilung des Korrelationskoeffizienten r„ über beiden Halbkugeln in den extremenJahreszeiten; die Pfeile unten geben die Vorzugsriohtung des meridionalen Impulstransportes an. Negative

Werte (= Impulstransport nach S) punktiert

Zur Interpretation, und räumlichen Verteilung statistischer Parameter der Höhenwindverteilung 27

methode beeinflußt werden können, so daß bei der Interpretation von Daten, die mit ver-soMedenen Methoden gewonnen worden sind, Vorsicht angebracht ist. Ähnlich kann dieKorrelation rxy wegen der Kovarianz xy von einzelnen herausfallenden Meßwerten erheblichbeeinflußt werden.

8. Um einen zusammenfassenden Überblick über die räumliche Verteilung der behandeltenParameter in einem (längs aller Breitenkreise gemittelten) Meridianschnitt zu geben, wurdendie Daten in. [5] für die ÜSTordhalbkugel und [12] für die Südhalbkugel und den Äquator heran-gezogen. Diese Auswertung erfolgte für die Zone 20 "IST bis 20 °S in Intervallen von 5 ° Breite,

N- Winter S-Sommer

80°S

80°N 40° 20 0° 20° 40° 60° 80°S

Abb.4. Mittlere Verteilung von ajav über beiden Halbkugeln in den extremen Jahrezeiten; Gebiete miter,, < er, punktiert. Abstand der Isolinien zwischen 0,8 und 1,5 je 0,1, zusätzlich 0,95 (gestrichelt) und 1,75

28 H. FIOHK

obwohl das Beobachtungsraaterial gerade in den Tropen und auf der Südhalbkugel nochmanche Lücken aufweist. Es muß hierbei vermerkt werden, daß es sich um räumliche Mittel-werte der an individuellen Stationen gewonnenen Parameter handelt; die Abweichungenx und y beziehen sich also nicht auf Breitenkreisrnittel und erlauben daher keine Diskussionder Rolle der ortsfesten Anomalien der allgemeinen Zirkulation [2, 11, 12].

Die Korrelation rxy (Abb. 3) zeigt als Maß für die Richtung des meridionalen Transporteszonalen Impulses (bzw. von Botationsmoment) eine sehr eindeutige Verteilung: in beidenJahreszeiten und auf beiden Halbkugeln finden wir in rund 10 bis 50 ° Breite einen polwärtsgerichteten Transport. Dagegen ist auf der Südhalbkugel in 65 bis SO ° Breite der Irnptils-transport von der Antarktis in die subpolare Tiefdruckfurche nahe 65 ° hinein gerichtet,während auf der Nordhalbkugel (besonders im Sommer) in diesen Breiten nur vereinzelt einschwacher Transport nach S vorherrscht. Am Äquator greift in rund 200 mb (12 km) offenbarder Transport von der jeweiligen Sommerhalbkugel auf die jenseitige Halbkugel über:deutlich im Nordwinter, schwächer im Südwinter, entsprechend der etwas asymmetrischenPosition des meteorologischen Äquators. Die entsprechenden Wellenformen der Stromlinienkönnen aus Abb. 2 entnommen werden.

Ähnlich eindeutig ist das Verhältnis der beiden Komponenten der Vektorstreuung (Abb. 4),bei dem sich auch die jahreszeitliche Verschiebung der großen Windsysteme nach der je-weiligen Sommerhalbkugel hin auswirkt. Besonders auffällig ist die breite tropische Zoneüberwiegend zonaler Streuung (ajffy = 1,20 bis 1,50) in der Troposphäre, sowie die ebensohohen Werte in der Stratosphäre. Auf der ISTordhalbkugel reicht der Bereich nahezu zirkulärerVerteilung (ffjay = 0,90 bis 1,10) im Sommer von 80° bis etwa 38 "N, im. Winter jedoch bisetwa 28°. Auf der Südhalbkugel ist im Sommer ein ähnlich großes Gebiet ausgebildet,während im Winter auch in mittleren Breiten zonal gerichtete Windmaxima überwiegen,und das Gebiet zirkularer Verteilung sich auf die hohen Breiten beschränkt. Im Gegensatzzu der kontinental beeinflußten Nordhalbkugel überwiegen in unteren Schichten der süd-hemisphärischen Westwindzone (40 bis 65 ° Breite, unterhalb 600 mb) offenbar ganzjährigdie zonalen Windmasima im. Sinne von Abb. Ib. Hier ist also trotz hoher Zyklonenfrequenzder meridionale Austausch unter fast rein ozeanischen Bedingungen relativ schwach. Um-gekehrt hat unmittelbar oberhalb des antarktischen Kontinents das Verhältnis ffjffy seinenkleinsten Wert mit 0,77 bis 0,78: hier ist (relativ) der Anteil des meridionalen Austauschesmit oszillatorischen Bewegungsformen am höchsten. Eine entsprechende Darstellung fürEs wird in anderem Zusammenhang veröffentlicht werden.

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