Zur Bildung der Cunb-Wolken in der Kaltluftmasse and zur Bildung and insbesondere Erhaltung des Nebels in der Warmluftmasse

摘要

Die Luft erhält im ersten Falle, d. h. bei ihrer Verlagerung gegen wärmere Unterlage, allmählich den Charakter einer Kaltmasse; sie ist unten instabil, später setzt eine lebhafte Konvektion ein. Die Feuchtigkeit der Kaltmasse wird also bei der Verlagerung zum Äquator hin sehr rasch zunehmen. Die Strömung wird, besonders in den unteren Schichten, turbulent und böig; es kommt zur Bildung der Cunb-Wolken und zum Niederschlag.Im zweiten Falle, d. h. bei Verlagerung gegen kältere Unterlage, erhält die Luft den Charakter einer Warmluftmasse; sie ist unten stabil, und ihre Strömung ist laminar. Die Feuchtigkeit der Warmluftmasse ist daher sehr konservativ und bleibt bei der Verlagerung zum Pol hin nahezu konstant. Die mathematische Lösung des vorliegenden Problems würde ja auch eine Lösung der allgemeinen thermo-hydrodynamischen Grundgleichungen bedeuten, die sehr schwierig ist. Bei meiner Grundgleichung habe ich aber kein Bedenken getragen, einen einfacheren Ausdruck zu benutzen, welcher für die Temperatur T als die analytische Bedingung gelten soll, wo t die Zeit, z die Höhe und k den Koeffizienten der Temperaturleitfähigkeit bedeutet. Wir setzen zunächst eine horizontale, geradlinige, unbeschleunigte Bewegung υx voraus und nehmen an, dass alle Bahnen einander parallel verlaufen. Dann wird ∂T/∂t=0 und die Gleichung lautet: Nimmt man an, dass die Bodentemperatur sich in Horizontalen stetig ändert und nach einer Seite hin zu- oder abnimmt, dass aber wieder die Temperatur der Luftschicht am Anfangspunkt bis zu ihrer Höhe T=T0-αz ist, dann ist die Grundgleichung so zu integrieren, dass sie die Grundbedingungen fûr x=0 und z=0 erfüllen. Die wirkliche Berechnung vereinfacht sich sehr, wenn man von dem Umstande Gebrauch macht, dass die Neigung der Isobaren gegen den Horizont sehr gering ist. Günstig ist darn vor allem, dass die Adiabatentafeln zur Berechnung des Kondensationsdruckes verwendet wird. Richardson1) verwendet statt der z-Koordinate den Druck p, wobei wird und, wenn K, k und die Dichte ρ mit der Höhe konstant angenommen werden, K=kρ3g2 ist. Man kann die Temperatur der Luftschicht am Anfangspunkt bis zu ihrer Höhe T=T0-β(p0-p) setzen, wo T0 die Temperatur im Niveau bei gleichbleibendem Druck p=p0 ist, und β der vertikale Temperaturgradient. Aus dieser Berechnung folgt die BeziehungSetzen wir zur Abkürzung μ=(p0-p)√υx/2√Kx, so lautet die Lösung bedeutet.Verstehen wir unter s die Wasserdampfmenge, so gibt uns dasselbe K die Diffusion der Dampfmenge. Aus einer Berechnung, die jener der Wärmeleitung ganz ähnlich ist, folgt die Beziehung Aus der Gleichung gewinnen wir in analoger Weise die Lösung Im folgenden sollen einige numerische Beispiele angeführt werden. Gegeben sei Die Temperatur- und Feuchtigkeitsunterschiede für die Höhe sind aus Abb. 1 und 2 ersichtlich. Bei Verlagerung gegen wärmere Unterlage erhält die Luft allmählich den Charakter einer Kaltmasse. Ist im Anfangszustand die schichtung stabil, so nimmt die potentielle Temperatur ebenso wie die pseudopotentielle Temperatur mit der Höhe zu. Nach der Verlagerung gegen wärmere Unterlage wird die Luftmasse instabil. Je grösser der Temperaturgradient in den Horizontalen ist, desto grösser ist die Entstabilisierungswirkung.