HA Ryd Scherhag
Effekt
Rechnung der Aufgabe 1.)
geg:
Bremerhaven:
ϑ1 = -2,4°C
N1= 3 mm
p1=
1004 hPa
z1= 7m
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Zugspitze:
ϑ2 = -22,4°C
N2= 0mm
p2= 690 hPa
z2= 2962m
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R= 287 J*kg-1*K-1
g= 9, 80665 m*s-2
ges:
p01 und p02
Lsg:
ϑ1 und ϑ2
in K:
ϑ1= 273,15- 2,4
T1= 270, 75 K
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ϑ2= 273,15- 22,4
T2= 250, 75 K
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T1 wird mit
feuchtadiabatischen Faktor multiplizieren, da 3mm Niederschlag vorhanden
sind:
270, 75 K*0,65 ≈ 175,99 K
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nach p0 umgestellt:
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p01 = 1005, 37 hPa
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p02 = 1033, 12 hPa
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Antwort:
Der Luftdruck an der Wetterstation Bremerhaven,
reduziert auf Meeresniveau beträgt 1005, 37 hPa, im
Gegensatz zur Wetterstation Zugspitze, an der, der Luftdruck reduziert auf
Meeresniveau,
1033, 12 hPa beträgt.
Daraus folgt, dass die Zugspitze näher am Kern
des Hochdruckgebietes ist, da der Luftdruck größer ist als der, der im
Bremerhaven gemessen wurde.
Bearbeitung der Aufgabe 2.)
Der Ryd-Scherhag- Effekt ist ein dynamisches
Druckgebilde, das 1927 als erstes von V. H. Ryd projektiert wurde, um die
Luftdruckveränderung innerhalb der Frontalzone zu erklären. Später wurde dann
die Vorstellung über die Druckverteilung von Richard Scherhag zur Theorie der
Druckfallbebilde und der Zyklonenbildung weiterentwickelt. (vgl. Weischet 2002, S. 147 und Kappas 2009, S. 108)
Der Ryd- Scherhag- Effekt beschreibt die, in
der Höhenströmung durch zunehmenden- oder abnehmenden Druckgradienten,
dargelegte Druckveränderung im Bodendruckfeld. Ursache der Veränderungen beim
Bodendruck ist die Massenträgheit der Luftteilchen in der Höhe, die einerseits
wirkt, wenn die Isobaren zusammenlaufen, sich also eine Konvergenz bildet, oder
wenn die Isobaren auseinanderlaufen, also eine Divergenz bilden.
Dementsprechend kann sich ein geostrophischer Strom, dessen Geschwindigkeit von
der Corioliskraft abhängt, wegen dieser Massenträgheit, bei veränderten
Druckgradienten erst zeitverzögert entwickeln. Dies hat zur Folge, dass die
Luft für eine bestimmte Zeit nicht mehr isobarenparallel strömt und daher je
nach Luftdruckgefälle zum tiefen Luftdruck, oder aber ,entgegen dem
Luftdruckgefälle, zum hohen Luftdruck hin verschoben werden kann. Im
Allgemeinen kann deshalb gesagt werden, dass bei konvergierenden Isobaren ein
Massentransport zum niedrigeren und bei Divergenz ein Transport zum höheren
Luftdruck stattfindet. All dies findet in der mittleren und höheren Troposphäre
in knapp 18 km Höhe statt. Die Auswirkungen in Bodennähe der Zu- bzw. Abfuhr
von Luft in der Höhe ist die Herausbildung von Konvergenzen (Tief) oder
Divergenzen (Hoch) durch hohen oder tiefen Bodenluftdruck. Bei optimalen
Vorraussetzungen kann so eine planetarische Frontalzone erzeugt werden. (vgl. Baumhauer et all 2008, S.42, Kappas 2009, S. 107Ff und Weischet 2002, S. 145Ff)
Darüber hinaus kann der Effekt durch die
horizontale Zufuhr von Luftmassen durch Wind von der relativen Vorticity, was
die Folge von weitläufigen Wirbelimpulsen bei dem Zusammenlaufen der Isobaren
von sich um eine vertikale Achse rotierenden Luftmassen ist, überlagert werden,
die je nach Gegebenheit die Bildung von Hochs und Tiefs intensiviert oder
mildert. Die relative Vorticity nimmt darüber hinaus Richtung Äquator zu und
polwärts ab. Folglich entwickeln sich an der polwärtigen Stirnseite zyklonaler
Höhentröge des Jetstream- Deltas, die eine positive Vorticity- Advektion
aufzeigen, dominierend Tiefdruckgebiete. Im Gegensatz zur äquatorialen Seite
mit ihrer negativen Vorticity, die vor allem dynamische Hochdruchgebiete
ausbildet. Zudem scheren die ostwärtig verlagerten Druckgebilde aus der
Höhenströmung aus. Der Grund für diese Verlagerung der Tiefdruckgebiete
polwärts und der Hochdruckgebiete äquatorwärts, ist die durch die geographische
Breite bedingte Zunahme der Corioliskraft, die an der polwärtigen Seite etwas
stärker ist als an der äquatoriellen. Durch die unterschiedliche Ausrichtung
der Corioliskraft, in Zyklonen nach außen, bei Antizyklonen nach innen, häufen
sich als Folge die dynamischen Tiefs in den höheren Breiten an und bilden die
subpolare Tiefdruckrinne, während dessen sich die dynamischen Hochdruckgebilde
in den niedrigeren Breiten zur suptropischen Hochdruckzone entwickeln. Der
durch diesen Prozess entstandene zellulare Aufbau, der polaren und tropischen
Zirkulation, ermöglich einen heterogenen Transfer zwischen den Systemen,
weshalb der Ryd- Scherhag- Effekt eine bedeutende Rolle für den meridionalen
Energieaustausch spielt. (vgl. Baumhauer
et all 2008, S.42 und Gebhardt et
all, S. 219-220)
Wörter: 471
Literaturnachweis:
Baumhauer, R.,
Kneisel, Ch., Möller, S., Schütt, B. & Tressel, E. (2008):
Geowissen Kompakt. Physische Geographie 2. Klima-, Hydro-, Boden- und
Vegitationsgeographie. Darmstadt. S.42
Gebhardt, H.,
Glaser, R., Radtke, U. & Reuber, P. (Hrsg.
2007):Geographie. Physische Geographie und Humangeographie. 1.Aufl. München. S.
219 - 220
Kappas, M. (2009): Klimatologie. Klimaforschung im 21. Jahrhundert- Herausforderung
für Natur und Sozialwissenschaft. Heidelberg. S. 107 - 108
Weischet, W. (2002): Studienbücher der Geographie. Einführung die Allgemeine
Klimatologie. 6. Aufl. Berlin. S. 145 – 147