Die Beziehung zwischen dem Luftdruck in 8 km Höhe und der Dichte in 11 Km Höhe

Zusammenfassung Oberhalb der Nullschicht addieren sich Druck und Temperatur hinsichtlich ihrer Wirkung auf die Dichte. Es existiert in etwa 11 km Höhe eine Horizontalfläche maximaler Dichteabnahme vom Hoch zum Tief. Der Luftdruck in der Schicht maximalen Horizontalgradienten des Drucks in etwa 8 km ist ein Maß für die Intensität eines Druckgebildes. Die Stärke der Korrelation zwischen dem Druck in 8 km und der Dichte in 11 km ist somit ein maß für die Stärke der Nullschichtvorgänge.

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Summary The large scale vertical motions in high and low pressure systems are, in the mean, reversed in the null layer, connected with the upper-tropospheric wind maximum layer (about 10 km altitude). Above the null layer pressure and temperature influence the air density in the same sense; below it their influence upon the air density is opposite. In an altitude of 11 km (middle latitudes) there exists a horizontal surface with a maximum of density-decrease from high to low pressure areas. Typical for the intensity of a pressure system is the pressure in the layer of maximum horizontal pressure gradient in an altitude of 8 km. The strength of the correlation between pressure in 8 km and density in 11 km is proportional to the strength of the processes in the null layer (Fig. 5a-d). The non-gradientic mass flow to high pressure areas in the null layer is great in high latitudes (high Coriolis parameter) and in winter (high meridional temperature gradient). In a low in formation more potential energy is available in winter, which can be transformed in kinetic energy of the winds in the null layer.

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Diese Arbeit wurde unterstützt vom US-Department of the Army, European Research Office, unter Kontrakt Nr. DA-91-591-EUC 2847.     

Hydrographische Betrachtungen über die regionale Verteilung der mittleren Eisvorbereitungs- und Eisabschmelzzeit in der Deutschen Bucht und der westlichen Ostsee mit Karten

Zusammenfassung Auf Grund der für die einzelnen Eisbeobachtungsstationen berechneten Zentralwerte (Z.W.) werden Karten mit der regionalen Verteilung der mittleren Eisvorbereitungs- und -abschmelzzeit vorgelegt (s. Abb. 1–3). Das Beobachtungsmaterial der Eismelde- und Klimastationen umfaßt die Periode 1920/21–1953/54.Im allgemeinen nimmt die Länge der Eisvorbereitungszeit mit der Entfernung von der Küste zu, diejenige der Eisabschmelzzeit nimmt seewärts ab. In der Ostsee ist die Abschmelzzeit in eisreichen Wintern größer als in normalen Wintern.Bestimmte Grenzlinien für die Gebiete gleicher Vorbereitungs- und Abschmelzzeit fallen mit charakteristischen Tiefenlinien zusammen.Die Topographie der Wattenmeere, Flußmündungen und der offenen Seegebiete in der Deutschen Bucht sowie der Förden und Belte in der westlichen Ostsee spiegelt sich in der regionalen Anordnung der Gebiete gleicher Vorbereitungs- und Abschmelzzeiten wider.Für eine Erklärung des unterschiedlichen Verhaltens der Vorbereitungs- und Abschmelzzeiten in der Nordsee werden neben den bereits benutzten hydrographischen Faktoren wie Wassertiefe und Wassertemperatur (E. Goedecke [1957]) die Salzgehaltsverteilung (s. Abb. 4–7) und das zugehörige Bild der wahrscheinlichen Wasserversetzungen in der Deutschen Bucht herangezogen.Die einzelnen Größen der Eisvorbereitungszeit zeigen einen auffälligen Gegensatz zwischen der ostfriesischen und nordfriesischen Küste. Im Winter setzt relativ warmes und salzreiches Nordseewasser vorwiegend an der ostfriesischen Küste in die Bucht hinein, relativ kaltes und salzarmes Küstenwasser vorwiegend an der nordfriesischen Küste aus der Bucht heraus. Diese hydrographischen Verhältnisse bedingen, daß die seewärtige Eisentwicklung an der ostfriesischen Seite gebremst, an der nordfriesischen Seite gefördert wird.Ein weiterer Gegensatz in bezug auf Eisvorbereitungszeit besteht zwischen den Wattenmeeren und großen Flußmündungen. Da das Nordseewasser tief in die Mündungsgebiete der Elbe und Weser eindringen kann, tritt die örtliche Vereisung dort später ein als in den Wattenmeeren.Die Ergebnisse für die Eisabschmelzzeit sind in die Gruppen normale und eisreiche Winter aufgeteilt worden.In Bezug auf diese Zeitspanne bleibt der Gegensatz zwischen der ostfriesischen und nordfriesischen Küste erhalten, stellenweise ist er noch schärfer ausgeprägt als bei der Vorbereitungszeit. Die vor der ostfriesischen Küste entlangsetzende Nordseeströmung verursacht sowohl in normalen als auch in eisreichen Wintern ein rasches Abschmelzen des Eises in den Wattenmeeren und vor den Inseln. An der nordfriesischen Küste dagegen wird die Abschmelzperiode durch den Abfluß der Schmelzwässer aus den inneren Küstengebieten verlängert.Der Nord-Ostsee-Kanal hat relativ große Eisvorbereitungs- und -abschmelzzeiten. Durch intensive Vermischung von salzhaltigerem Tiefen- mit salzärmerem Oberflächenwasser wird die Eisbildung verzögert. Während der Abschmelzperiode ist im Kanal eine ausgeprägte Stromschichtung vorhanden. Im östlichen Kanalabschnitt tritt infolge rascherer Erwärmung und Salzgehaltserhöhung des Oberflächenwassers ein frühzeitigeres Abschmelzen des Eises ein als im westlichen Teil des Kanals.Für die Erklärung des entsprechenden Verhaltens in der westlichen Ostsee wird ein hydrographisches Gesamtbild auf dynamischer Grundlage in Verbindung mit den mittleren Daten für Eisbeginn und Eisende benutzt (s. Tabelle 1 und 2).Durch den Einfluß stationärer Ostwetterlagen werden langdauernde Ausstromlagen und zugleich eine Verlagerung der Beltseefront nach Westen hervorgerufen. Während dieser Zeiten dringt kaltes und salzarmes Ostseewasser an der Oberfläche in die Buchten und Förden ein. Die verschiedenartige Stärke und Dauer der von Ost nach West fortschreitenden Aussüßung der westlichen Ostsee im Zusammenhang mit der stetigen Abkühlung der Luft- und Wasserschichten bedingen das unterschiedliche Verhalten der einzelnen Küsten- und Seegebiete in bezug auf Eisvorbereitungs- und -abschmelzzeit. Diese meteorologisch-hydrographische Abhängigkeit der Eisentwicklung spiegelt sich in der zeitlichen Aufeinanderfolge der Ver- und Enteisungsdaten wider. Die relativ hohen Strömungsgeschwindigkeiten in den Belten und Sunden sind für die relativ großen Eisvorbereitungszeiten in diesen Meeresdurchlässen verantwortlich zu machen. Die Eisentwicklung in den inneren Küstenteilen, in welchen außer den Faktoren wie Temperatur, Salzgehalt und Strömungen vor allem die jeweilige Wassertiefe maßgebend ist, drückt sich durch kleinere Vorbereitungszeiten aus.Während der Eisabschmelzperiode werden unter dem Einfluß stationärer NW-Wetterlagen langdauernde Einstromlagen und gleichzeitig eine Verlagerung der Beltseefront nach Osten hervorgerufen. Das durch die Belte verschieden rasche Eindringen von relativ wärmerem und salzreicherem Nordseewasser in die Buchten und Förden verursacht die unterschiedlichen Abschmelzzeiten in den einzelnen Küstengebieten. Die verhältnismäßig rasche Vermischung von Nord- und Ostseewasser bedingt in normalen Eiswintern kleinere Abschmelzzeiten. In eisreichen Wintern dagegen sind die Abschmelzzeiten dicht unter der Küste kleiner als in küstenfernen Gebieten. Dieses Verhalten wird durch die Erscheinung des Auftriebwassers in den inneren Buchten und Förden erklärt. Durch die Wirkung ablandiger Winde steigt relativ warmes und salzreiches Wasser an die Oberfläche empor und beschleunigt den Prozeß der Eisauflösung in den inneren Küstenteilen. Da sich das Eis in den äußeren Buchten und Förden sowie an bestimmten Stellen innerhalb der Belte und der offenen See noch längere Zeit hält, sind in diesen Gebieten natürlich größere Abschmelzzeiten zu verzeichnen als an der Küste.Zum Schluß werden einzelne Werte der Eisvorbereitungszeit einer kritischen Betrachtung auf hydrographischer Basis unterworfen. Dabei werden die Vorbereitungszeiten in Gebieten mit ortseigenem (autochthonem) Eis denen in Gebieten mit ortsfremdem (allochthonem) Eis gegenübergestellt. An den Beispielen des Eisauftretens in den Helgoländer Gewässern und der im Februar 1947 in der südöstlichen Nordsee weiträumig nach Westen vorgestoßenen Vereisung wird unter Berücksichtigung der vorhandenen hydrographischen Beobachtungen und Erfahrungen (s. Abb. 8 und Tabelle 3–5) gezeigt, daß eine Bestimmung der Eisvorbereitungszeit in diesen Gewässern nur dann sinnvoll erscheint und diese Größe selbst an Wahrscheinlichkeit gewinnt, wenn das Vorhandensein einer sogenannten Eisträgerschicht anhand von Temperatur und Salzgehalt tatsächlich nachgewiesen werden kann.Abschließend wird betont, daß es keine Schwierigkeit bereitet, die regionale Darstellung der Eisvorbereitungs- und -abschmelzzeit unter rein hydrographischen Gesichtspunkten zu interpretieren.

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Hydrographic considerations, accompanied by charts, on the regional distribution of the mean preparatory periods of ice generation and ice melting in the German Bight and in the western Baltic Sea

Summary Charts showing the regional distribution of mean preparatory periods of ice generation and ice melting (figs. 1–3), are presented; they are based on the median values (Z. W.) calculated from the existing ice observation stations. The observational material from the ice reporting- and climate stations covers the period from 1920/21 to 1953/54.As a rule, duration of ice generation increases, duration of ice melting decreases with the distance from the coast. In the Baltic melting requires more time in winters rich in ice than it does in normal winters.Certain boundary lines between adjacent regions of equal duration of ice generation and ice melting are found to coincide with characteristic depth contours.The topography of the wadden seas, estuaries and open sea regions in the German Bight as well as that of the fjords and Belt-Seas in the western Baltic Sea finds itself reflected in the regional distribution of areas of equal duration of ice generation and ice melting.The dissimilar duration of ice generation and ice melting in the North Sea is explained to be due, in addition to the hydrographic factors of water depth and water temperature, already referred to (E. Goedecke [1957]), to distribution of salinity, (figs. 4–7) as well as to supposed water movements in the German Bight associated with these factors.The single values of the period of ice generating on the East Frisian coast are in striking contrast to those observed on the North Frisian coast. In winter, the inflow of relatively warm North Sea water of high salinity preferrably enters the German Bight on the East Frisian coast, while the relatively cold coastal water of low salinity preferrably leaves the German Bight on the North Frisian coast. These hydrographic conditions cause ice generation to be reduced in its seaward extension on the East Frisian coast and to be increased on the North Frisian coast.Another contrast is observed between the duration of ice generation in the wadden seas and in the great estuaries. In contrast to the wadden seas, local ice generation in the estuaries is delayed owing to the North Sea water moving far into the mouths of the Elbe and Weser rivers.The results with reference to the duration of ice melting are classified in two groups, i. e. in normal winters and in winters rich in ice.The contrast existing between the East Frisian and the North Frisian coast with regard to the duration of ice generation again manifests itself in the duration of ice melting, at some places it even intensifies compared with the duration of ice generation. In normal winters as well as in winters rich in ice, the melting process in the wadden seas and round about the islands is accelerated by the influence of the North sea water flowing along the East Frisian coast. On the North Frisian coast, however, the duration of the melting process is prolonged by the discharge of melting snow and ice from the interior of the litoral regions.Ice generation and ice melting in the Kiel Canal extends over relatively long periods. The intensive mixing of saliferous water from great depths with surface water of less salinity has a retardatory effect on ice generation. During the period of ice melting the Canal water shows a pronounced stratification. In the eastern part of the Canal, ice melting sets in at an earlier date than in the western part, owing to a faster warming and an increase in salinity of the surface water.With the view of explaining adequate processes in the western Baltic Sea, a general hydrographic outline on a dynamic basis as well as mean times of beginning and termination of ice generation and ice melting are used (tables 1 and 2).Caused by the effect of stationary weather situations with easterly winds, an outflow from the Baltic of long duration associated with a shifting of the Belt Sea front to the West are produced. During such periods, cold Baltic Sea water of low salinity invades the surface layers of the bays and fjords. The different strength and duration of the predominance of water poor in salinity, proceeding from east to west in the western Baltic Sea, along with a continuous cooling of the air- and water layers are the cause of the dissimilar behaviour of the various coastal regions and sea areas with regard to the duration of ice generation and ice melting. The dependency of ice generation and ice melting on meteorological and hydrographical factors is reflected in the chronological sequence of the dates of icing up and melting. The relatively high current velocities in the Belt Seas and the Sound are responsible for the comparatively long duration of ice generation in these straits. Ice generation in the interior parts of the bays and fjords, where in addition to the factors of temperature, salinity, and currents, before all, the individual water depths exercise a decisive influence, is characterized by shorter periods.Under the influence of stationary weather situations with north-westerly winds, an inflow of long duration and a simultaneous shifting to the east of the Belt Sea front are produced during the melting period. The different speed at which the relatively warm, saliferous North Sea water flows through the Belt Seas, invading the bays and fjords of the western Baltic Sea, explains the difference in length of the melting periods in the individual coastal regions. In normal winters, the melting process is accelerated by the comparatively rapid mixing of North Sea water with water from the Baltic Sea. However, in winters rich in ice, melting near the coast goes on at a quicker rate than it does in regions far off from the coast. This phenomenon is explained by the occurrence of upwelling water in the interior parts of the bays and fjords. Due to the effect of offshore winds, relatively warm and saliferous water ascends to the surface accelerating the melting process in the interior parts of the bays. Since the ice in the external parts of the bays and fjords as well as at certain places in the Belt Seas and in the open sea still keeps for some time, melting in these regions extends over somewhat longer periods than it does in regions near the coast.Some values arrived at for the period of ice generation are examined from a hydrographic aspect and, in so doing, the duration of ice generation in regions with autochthonal ice is compared to those with allochthonal ice. The two examples concerning the occurrence of ice in the Heligoland waters and the far reaching western extent of ice in the south-eastern North Sea in 1947, show that, considering the available hydrographic observations and experiences (fig. 8, and tables 3–5), a determination of the duration of ice generation in these waters appears to be reasonable and may gain in probability only if the presence of a so called ice carrying layer can be actually verified by means of temperature and salinity measurements.It may be underlined that the interpretation of regional representation of the periods of ice generation and ice melting, from a purely hydrographic point of view, does not present any difficulties.

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Considérations hydrographiques, accompagnées de cartes, sur la distribution régionale de la période moyenne de congélation et de fusion de la glace en baie Allemande et en mer Baltique

Résumé On présente des cartes donnant la distribution régionale des périodes moyennes preparatives de congélation et de fusion de la glace (figs. 1–3). Cette distribution est derivée des valeurs médianes (Z. W.) calculées pour les stations d'observation de la glace. Les données d'observations effectuées par les stations de signalisation de la glace et par les stations climatiques comprennent la période de 1920/21 à 1953/54.En général, la durée de la congélation de la glace se prolonge tandis que la durée de la fusion de la glace se diminue à mesure que la distance de la côte augmente. En mer Baltique, la période de fusion de la glace est plus longue en hivers abondant en glace qu'elle n'est en hivers hormaux.Certaines lignes désignant des régions à périodes égales de congélation ou de fusion de la glace s'accordent avec des isobathes caractéristiques.La topographie de la mer des Wadden, des estuaires et du fond de la pleine mer en baie Allemande ainsi que la topographie des fiords et du Grand et du Petit Belt à l'ouest de la mer Baltique correspond à la distribution des régions à durée égale de congélation et de fusion de la glace.La durée préparative différente de congélation et de fusion de la glace est expliquée être due putreà l'effet des facteurs hydrographiques comme la profondeur et la température de l'eau déjà praités (E. Goedecke [1957]) à la répartition de la salinité et, enfin, en baie Allemande, aux nouvements présumables de l'eau associés à ces facteurs (figs. 4–7).Les valeurs individuelles de la période préparative de congélation de la glace sur la côte de a Frise orientale contrastent d'une manière frappante à celles que l'on rencontre sur la côte de la Frise septentrionale. En hiver, l'afflux de l'eau relativement chaude à haute salinité, venant de la mer du Nord, entre de préférence dans la baie Allemande sur la côte de la Frise orientale tandis que l'eau côtière relativement froide quitte de préférence la baie Allemande sur la côte de la Frise septentrionale. Ces conditions hydrographiques attínuent le procès de congélation en direction vers la mer sur la côte de la Frise orientale et le renforcent en direction vers la mer sur la, côte de la Frise septentrionale.Un autre contraste relatif à la durée de la congélation se manifeste en mer des Wadden et dans les grands estuaires. Contrairement à la mer des Wadden, la congélation locale dans les estuaires est retardée par la présence de l'eau de la mer du Nord se propagageant profondement dans les embouchures des rivières de l'Elbe et de la Weser.Les résultats obtenus des observations des périodes de fusion sont classifiés en deux groupes, c. a. d. en «hivers normaux» et en «hivers abondant en glace».Le contraste constaté par rapport à la période de congélation sur les côtes de la Frise orientale et septentrionale se répète par rapport à la période de fusion, à quelques endroits ce contraste même intensifie vis-à-vis la période de congélation. En hivers normaux ainsi qu'en hivers abondant en glace, la fusion de la glace en mer des Wadden et au voisinage des îles est accélérée sous l'influence de l'eau de la mer du Nord longeant la côte de la Frise orientale. Par contre, sur la côte de la Frise septentrionale la période de fusion se prolonge grâce à l'écoulement des eaux de fonte originaires de la région littorale.Les périodes préparatives de congélation et de fusion de la glace au canal de la mer du Nord à la mer Baltique sont relativement longues. Le mélange intensif des eaux profondes de haute salinité avec des eaux de surface de faible salinité exerce un effet retardateur sur la congélation. Pendant la période de fusion, les eaux du Canal montrent une stratification prononcée. La glace de la partie occidentale du Canal entre en fusion à un date plus avancé que celle de la partie orientale grâce à la plus grande vitesse de rechauffement et à la salinité élevée des eaux de surface.Pour expliquer les processus analogues en mer Baltique occidentale, on présente une vue d'ensemble (tableaux 1 et 2) résumant d'un aspect dynamique les facteurs généraux hydrographiques et indiquant les dátes moyennes du début et de la fin de la congélation et de la fusion de la glace.Causé par l'effet des situations météorologiques stationnaires, associées aux vents d'est (l'effet du régime stationnaire d'est), il se produit à partir de la mer Baltique un écoulement de longue durée accompagné d'un déplacement vers l'ouest des fronts du Grand et du Petit Belt. Pendant de telles périodes, des eaux froides de faible salinité, provenant de la mer Baltique, pénètrent les couches superficielles des baies et des fiords. L'intensité et la durée différente de la prédominance des eaux de faible salinité qui se propagent de l'est à l'ouest dans la mer Baltique occidentale et le refroidissement continu des couches d'air et d'eau donnent lieu tant au comportement hétérogène des zones individuelles de la côte et de la pleine mer qu' à la durée différente des périodes de congélation et de fusion de la glace. Cette dépendance de conditions météorologiques et hydrographiques, à laquelle la formation de la glace est soumise, se retrouve dans la succession chronologique des dates de la congélation et de la fusion. La vitesse relativement forte des courants dans le Grand et le Petit Belt et dans le Sund sont à l'origine des périodes relativement longues de congélation dans ces étroits. La formation de la glace dans les parties intérieures des baies et fiords où à côté des facteurs comme la température, la salinité et les courants surtout la profondeur plus ou moins forte exerce une influence décisive, se distingue des périodes préparatives plus courtes de congélation.Sous l'action du régime du nord-ouest se produit, pendant la période de fusion, un afflux de longue durée et un déplacement simultané vers l'est des fronts du Petit et du Grand Belt. Comme la vitesse de propagation dans le Grand Belt est supérieure à celle dans le Petit Belt, il en résulte que les eaux relativement chaudes et de salinité élevée de la mer du Nord arrivent aux baies et aux fiords de la mer Baltique à différentes dates d'où s'ensuit la longueur différente des périodes de fusion dans les diverses régions côtières. En hivers normaux, la période de fusion se raccourcit par suite du mélange relativement vite des eaux de la mer du Nord avec celles de la mer Baltique. Au contraire, en hivers abandonnant en glace, la fusion près de la côte se fait à une vitesse supérieure à celle que l'on rencontre en régions à grande distance de la côte. Ce phénomène est dû à la présence de la remontée des eaux profondes dans les parties intérieures des baies et fiords. Sous l'effet des vents de terre des eaux relativement chaudes et de forte salinité remontent à la surface, où elles accélèrent la fusion de la glace dans les parties intérieures des baies et des fiords. Comme la glace aux parties extérieures des baies et des fiords ainsi qu'à certains endroits du Petit et du Grand Belt et de la pleine mer se maintient encore quelque temps, la période de fusion s'y prolonge plus qu'elle ne fait aux régions près de la côte.Enfin, en examinant d'un aspect hydrographique plusieurs valeurs des périodes de congélation, on met en parallèle, d'une part les périodes de congélation rencontrées en zone aux glaces autochtones, d'autre part avec les périodes de congélation trouvées en zones aux glaces allochtones. Les deux exemples qui exposent la présence de la glace aux parages d'Helgoland et la grande étendue occidentale de la glace dans la partie sud-est de la mer du Nord en 1947, montrent que, compte tenu des observations; hydrographiques disponibles et des expériences faites (voir fig. 8, tableaux 3–5), la détermination de la période de congélation dans ces parages semble être raisonnable et gagne en probabilité seulement en cas que la présence d'une «couche dite portant de la glace« soit vraiment vérifiée au moyen des mesures de la température et de la salinité.Il convient de souligner ici que l'interprétation d'un point de vue purement hydrographique de la représentation régionale des périodes de congélation préparative et de fusion de la glace ne présente aucunes difficultés.

     

Wasserstandserhöhungen in der Deutschen Bucht infolge von Schwingungen und Schwallerscheinungen und deren Bedeutung bei der Sturmflut vom 16./17. Februar 1962

Zusammenfassung Nach den Erfahrungen im Windstau- und Sturmflutwarndienst des Deutschen Hydrographischen Instituts müssen bei Wasserstands- oder Sturmflutvorausberechnungen, außer einer statistisch ermittelten Beziehung Windfeld-Windstau, der statische Luftdruck, die Böigkeit des Windes sowie die Inhomogenität des Windfeldes berücksichtigt werden. Der noch verbleibende Reststau wird untersucht, soweit er dem Betrage nach größer als 30 cm ist.Es lassen sich nachweisen: 1. Fortschreitende Wellen, die mit Luftdruckschwankungen in Resonanz stehen, 2. Querschwingungen der Nordsee, 3. Schwallerscheinungen in der Deutschen Bucht, die mit den an der englischen Küste bekannten external surges in Beziehung gesetzt werden. Es wird dargestellt, wie diese wellenförmigen Wasserstandserhöhungen bei der Vorhersage berücksichtigt werden können. Zum Schluß wird eine Aufgliederung der bei der Sturmflut vom 16./17. Februar 1962 gemessenen Wasserstandserhöhungen auf die oben dargelegte Weise gegeben.

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Elevations of water level in the German Bight due to oscillations and surges and their importance to the storm surge of 16/17th February 1962

Summary According to the experiences made by the Storm Surge Warning Service of Deutsches Hydrographisches Institut in predicting water level and storm surges, it is necessary to consider not only the relation wind field — wind effect, calculated by statistical means, but also the squally character of the wind, the static atmospheric pressure, and the inhomogeneity of the wind field. The still remaining residual wind effect is analysed, as far as its value exceeds 30 cm.The following phenomena have been verified: 1. Progressive waves caused by atmospheric pressure variations (resonance case), 2. Transverse oscillations of the North Sea, 3. Surges in the German Bight that may be related to the external surges, a well known phenomenon on the British coasts. It is discussed how these wave-shaped elevations of the water level can be considered in predicting storm surges. Finally, the different elevations of the water level, measured during the storm surge of 16th to 17th February, 1962, are analysed with the aid of the afore mentioned method.

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Elévations du niveau de la mer dues aux oscillations et aux ondes de tempêtes et leur importance à l'inondation du 16^e et du 17^e février 1962 dans la Deutsche Bucht

Résumé Suivant les expériences que le Service d'Avertissement des Marées de Tempêtes au Deutsches Hydrographisches Institut a faites à l'occasion de la prévision des ondes de tempêtes, il s'est montré nécessaire de tenir compte non seulement de la relation entre le champ du vent et l'effet du vent calculée à l'aide des moyens statistiques mais qu' il faut aussi bien considérer le vent à rafales, la pression atmosphérique statique et l'inhomogénéité du champ du vent. L'effet résiduel du vent qui pourtant reste, est analysé en tant que sa valeur s'élève à plus de 30 centimètres.Les phénomènes suivants ont été vérifiés: 1⁰ «Ondes progressives» causées par des variations de la pression atmosphérique (cas de résonance), 2⁰ «Oscillations transversales» de la mer du Nord, 3⁰ «Houles» dans la Deutsche Bucht qui peuvent être associées aux houles externes (external surges), phénomènes bien connus sur les côtes britanniques. On discute de quelle manière on pourrait tenir compte de ces élévations ondulatoires du niveau de la mer dans la prévision des ondes de tempêtes. Enfin, les élévations diverses du niveau de la mer, mesurées à l'occasion de l'inondation du 16^e et du 17^e février 1962, sont analysées à l'aide de la méthode décrite ci-dessus.

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Ein Vortrag wurde am 11. Oktober 1962 auf der Meteorologentagung in Hamburg gehalten.     

Über die Intensität der Temperatur-, Salzgehalts- und Dichteschichtung in der Deutschen Bucht

Zusammenfassung Als Ergänzung zu den Sprungschichtuntersuchungen in der Nord- und Ostsee von G. Dietrich wird in der vorliegenden Bearbeitung der jahreszeitliche Gang und die regionale Verbreitung der thermohalinen Schichtung in der Deutschen Bucht verfolgt. An Hand der hydrographischen Beobachtungen der deutschen und dänischen Nordseefeuerschiffe und der Helgoländer Terminstationen wird der Jahresgang der Temperatur- und Salzgehaltsunterschiede zwischen Oberflächen- und Bodenwasser dargestellt. Als Beispiel der horizontalen Verteilung der maximalen Temperatur-, Salzgehalts- und Dichteschichtung im Frühjahr werden die auf der Poseidon-Fahrt im Mai 1933 gewonnenen hydrographischen Beobachtungen benutzt. Diese Unterlagen im Zusammenhang mit den während der Poseidon-Fahrten der Jahre 1920/36 gesammelten Erfahrungen sind am besten dafür geeignet, die Ausbildung und Tiefenlage der thermohalinen Sprungschicht in ihrem jahreszeitlichen Verlauf an Hand von ostwestlich und nordsüdlich angelegten hydrographischen Schnitten in der Deutschen Bucht zu untersuchen. Als Beispiel hierfür wird die Darstellung der Tiefenlage der thermohalinen Sprungschicht innerhalb der vertikalen Dichteverteilung im Mai 1933 gebracht.

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On the intensity of stratification in temperature, salinity and density in the German Bight

Summary Supplementary to G. Dietrich's investigations of the discontinuity layers in the North Sea and in the Baltic Sea the author treats the seasonal variations and the regional distribution of stratification in temperature and salinity in the German Bight. From hydrographic observations by German and Danish light vessels in the North Sea and from observations made at fixed hours by stations around the Isle of Heligoland the annual variations of differences in temperature and salinity in surface- and bottom water are calculated. The hydrographic observations obtained during the Poseidon cruise in May, 1933 illustrate the horizontal distribution of maximum stratification of temperature, salinity and density in spring time. These data combined with the experiences from the 1920/1936 Poseidon cruises are particularly suitable for studies to be made to show the evolution and the position of the thermohaline discontinuity layer during the seasonal cycle with the aid of observations made along east-west and north-south sections across the German Bight. The position of the thermohaline discontinuity layer in May 1933 within the vertical density distribution represented in this paper may serve as an example for the phenomenae described above.

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Sur l'intensité de la stratification en température, en salinité et en densité dans la Deutsche Bucht (zone de la mer du Nord limitrophe des côtes allemandes)

Résumé Supplémentaire aux recherches des couches de discontinuité en mer du Nord et en mer Baltique effectuées par G. Dietrich, l'auteur étudie dans ce travail les variations saisonnières et la répartition régionale de la stratification en température et en salinité comme elles se présentent dans la Deutsche Bucht. A l'aide des observations hydrographiques faites à bord des bateaux-feu allemands et danois en mer du Nord et au moyen des observations effectuées à des beures fixes par les stations autours de l'île de Helgoland on calcule les variations annuelles des différences de la température et de la salinité entre des eaux superficielles et des eaux du fond de la mer. Les observations hydrographiques obtenues au cours de la croisière du bateau Poseidon en mai 1933 servent d'exemple pour illustrer la répartition horizontale de la stratification maximale au printemps, soit en température, soit en salinité ou soit en densité. Ces données ainsi que les expériences faites au cours des diverses croisières du Poseidon pendant les années de 1920 à 1936 sont les plus convenables lorsqu'on veut étudier, à laide des observations de série effectuées le long des sections verticales de l'ouest à l'est et du nord au sud dans la Deutsche Bucht, l'évolution de la couche thermohaline de discontinuité et sa position en profondeur au cours du cycle saisonnier. La représentation de la position en profondeur de la couche thermohaline de discontinuité comme elle se présente dans la distribution verticale de la densité en mai 1933 sert d'exemple de ces phénomènes.

     

Vergleich der Bretschneiderschen Beziehungen über die Verteilung der sichtbaren Wellen und das Seegangsspektrum mit den Ergebnissen der Auswertung von Seegangsmessungen in der Deutschen Bucht

Zusammenfassung Die Ergebnisse der Auswertung von acht beim Leuchtturm Mellum-Plate aufgenommenen Seegangsregistrierungen wurden zur Untersuchung von Beziehungen verwendet, die C. L. Bretschneider [1959] angegeben hat. Der von Bretschneider eingeführte allgemeine Zusammenhang zwischen der zweidimensionalen Verteilung der sichtbaren Wellen und der Spektralverteilung des Seegangs hat sich qualitativ bestätigt. Die von ihm empirisch gefundene Linearität einer bestimmten, zur Ableitung einer speziellen Spektralverteilung benutzten Regressionsfunktion konnte dagegen nicht verifiziert werden.

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Comparison of the Bretschneider relations between the distribution of the visible waves and the spectrum of the sea waves with the elaborated wave records from the Deutsche Bucht

Summary The results of the elaboration of eight sea wave records taken near the Mellum-Plate lighthouse are used to investigating the relations found empirically by C. L. Bretschneider [1959]. The general relation between the two-dimensional distribution of the visible waves and the spectral distribution of the seaways, introduced by C. L. Bretschneider, has been qualitatively confirmed. The linearity of a definite regression function, found empirically by Bretschneider, could, however, not be verified.

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Comparaison des relations d'après Bretschneider, concernant la distribution des vagues visibles et le spectre de la houle d'une part, avec les résultats de lélaboration des enregistrements de la houle dans la Deutsche Bucht, d'autre part

Résumé Les résultats de l'élaboration de huit enregistrements de la houle, pris au voisinage du Phare Mellum-Plate, ont été étudiés pour éclaircir les relations indiquées par C. L. Bretschneider [1959]. La relation générale entre la distribution à deux dimensions des vagues visibles et la distribution spectrale de la houle, introduites par Bretschneider, s'est vérifiée qualitativement. La linéarité d'une fonction de regression, que Bretschneider a trouvée d'une manière empirique et qu'il avait employée pour en dériver une distribution spéciale spectrale, ne pouvait pas être vérifiée.

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Die Untersuchungen, über deren Ergebnisse hier referiert worden ist, wurden beim Deutschen Wetterdienst, Seewetteramt Hamburg, im Rahmen eines Forschungsauftrages des Herrn Bundesministers für Verteidigung durchgeführt. Der Verfasser ist Herrn Dr. H. Walden für die Anregung zu den Untersuchungen sowie für die Diskussion einer Reihe von damit zusammenhängenden Einzelfragen zu Dank verpflichtet.     

Die Sauerstoff- und Härteverhältnisse des Wassers bei den Tag- und Nacht-Untersuchungen von Auerbach 1931 sowie Bemerkungen zu Thienemanns Buch: Der Sauerstoff im eutrophen und oligotrophen See 1928

Ohne Zusammenfassung     

Registrierung des Potentialgradienten,Messung der polaren elektrischen Leitfähigkeit der Luft sowie der relativen Luftradioaktivität und Bestimmung des No2′-Gehaltes von Niederschlägen und Nebeln auf dem Zugspitzplatt (2580 m NN) im Sommer 1955

Zusammenfassung Es wird über die Ergebnisse einer Exkursion auf das Zugspitzplatt (2580 m NN, Wettersteingebirge, Nordalpen) im Sommer 1955 (15.August-21. . September) berichtet. Es wurden dort registriert: Potentialgradient, Temperatur, Feuchte, Windgeschwindigkeit, Sonnenstrahlung. Es wurden gemessen: totale, sowie positive und negative elektrische Leitf?higkeit der Luft (je 950 Messungen), Zahl der Kondensationskerne (1025 Messungen), relative Radioaktivit?t der Luft (70 Messungen über je 4 Stunden), Gehalt von Niederschl?gen und Nebeln (Wolken) an NO′₂-Ionen. Die Auswertung der Ergebnisse erfolgte nach synoptischen Gesichtspunkten unter Verwendung der station?ren luftelektrischen Registrierungen an 6 weiteren Stationen zwischen 3000 und 700 m NN. Es wird anhand von Beispielen gezeigt, dass luftelektrische Registrierungen an Stationen in gr?sserer H?he die M?glichkeit bieten, den elektrischen Aufbau der Atmosph?re in verschiedenartigen Wolken (Schichtwolken, Schauer, Gewitter) und w?hrend Niederschl?gen zu studieren. Das Verhalten des elektrischen Feldes und des Leitungsstromes in Wolken verschiedenen Typs sowie beim übergang des Niederschlages von der festen zur flüssigen Phase und umgekehrt wird beschrieben. Zahlreiche Messungen der elektrischen Leitf?higkeit geben Aufschluss über ihr Verhalten im Bereich sonnenbeschienener Nebel und Wolkenteile, im Bereich von Abwind aus Quellwolken-K?pfen und im Bereich von Abwind unter n?chtlichen Inversionen. Die gemessenen NO′₂-Konzentrationen in Niederschl?gen und Nebeln stehen in eindeutiger Korrelation zum elektrischen Aufbau und der elektrischen Aktivit?t der Wolken. Die Radioaktivit?t der Luft wird in den Nordalpen stark von der Windrichtung bestimmt; Maximum besteht bei Wind aus SE-SW (Herkunft der radioaktiven Stoffe: Eruptivgesteine der Zentralalpen). Zahlreiche meteorologische Einflüsse auf die Luftradioaktivit?t werden diskutiert. Es wird nachgewiesen, dass zum Verst?ndnis der Beziehung zwischen luftelektrischen Gr?ssen und Konvektion allein die Erfassung meteorologischer Indikatoren (Dampfdruck, Kernzahl) nicht ausreicht. Der Zusammenhang wird durch die schwankende Luftradioaktivit?t stark modifiziert. Dies gilt nicht nur für die reine Konvektion sondern auch für den Durchgang von Inversionen. An der Oberseite von Inversionen fanden wir eine dünne Schicht mit sehr hoher Leitf?higkeit. Auch in der Inversionsschicht selbst ist die Leitf?higkeit trotz grossem Kerngehalt relativ hoch. Bei Darstellung des Zusammenhanges zwischen Leitf?higkeit der Luft und Kernzahl ist die Luftradioaktivit?t als Parameter einzuführen. Die Tagesg?nge luftelektrischer Gr?ssen (7 Stationen) und meteorologischer Gr?ssen (3 Stationen) an Strahlungstagen werden synoptisch betrachtet.

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Summary The results of an excursion are reported, which was carried out to the ?Zugspitzplatt? (2580 m NN; Wetterstein Mountains, Northern Alps) from 15 August to 21 September 1955. Potential gradient, temperature, humidity, wind velocity, and solar radiation were recorded there, and moreover measurements were carried out of the magnitudes: total as well as positive and negative electric conductivity of the air (950 measurements each), number of condensation nuclei (1025 measurements), relative radioactivity of the air (70 measurements, each covering four hours), and NO′₂-ion contents of precipitations and fogs (clouds). For the synoptic evaluation of the results, the records of 6 further atmospheric electric stations were used, which are situated at fixed places between 700 and 3000 m NN. Examples are given to show that atmospheric electric recordings at high level stations enable us to study the electric structure of the atmosphere during precipitations and in clouds of different kind (sheet clouds, shower and thunderstorm clouds). The behaviour of electric field and conduction current in clouds of different types is described as well as in cases where precipitation changes from the solid into the liquid state and vice versa. Numerous measurements give information about the behaviour of the electric conductivity of the air in the areas of: fogs and cloud fragments irradiated by the sun, downward currents from cumulus congestus tops, and downward currents below nocturnal inversions. There is a clear correlation between the NO′₂-ion concentration measured in precipitations and fogs, and the electric structure and electric activity of the clouds. In the Northern Alps, the radioactivity of the air is highly influenced by the wind; the maximum of radioactivity is found when the wind comes from SE-SW (origin of the radioactive substances: igneous rocks in the Central Alps). Numerous meteorological influences on the atmospheric radioactivity are discussed. It is shown that the consideration of meteorological indicators alone, as pressure of water vapour and number of nuclei, is not sufficient to account for the correlation between atmospheric electric magnitudes and convection. This correlation is modified, to a high degree, by the fluctuations of atmospheric radioactivity. This is true not only of convection processes but also of inversion passages. On the upper surface of inversions we found a thin layer of very high conductivity. In the inversion layer itself, the conductivity is also relatively high, though there are many nuclei. When the correlation between atmospheric conductivity and number of nuclei is represented, the atmospheric radioactivity has to be introduced as a parameter. - The diurnal variations of atmospheric electric (7 stations) and meteorological (3 stations) magnitudes, on radiation days, are studied synoptically.

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The research reported in this article has been sponsored by the Geophysics Research Directorate of the Air Force Cambridge Research Center, Air Research and Development Command, United States Air Force, under Contract AF (514)-732-C, through the European Office, ARDC.

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Dr. rer. nat.Reinhold Reiter,München, 9, Ravennastrasse, 62.