Atmosphäre und Gebirge – - DMG

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duzierte Auftriebskräfte verursacht. Dieser Austausch
entwickelt sich auch ohne mittleren Grundstrom, steht
dann aber in Rückkopplung mit auftriebsinduzierten
Strömungseffekten, z. B. Hangwindsystemen (ADRI-
AN und FIEDLER 1991; BARTHLOTT et al. 2005).
Beide Typen sind mit unterschiedlichsten Phänomenen
verbunden, die von der orografischen Beinflussung der
Mikroturbulenz bis zur Ausbildung von Gebirgszirkulationen
reichen. Solche Zirkulationen bewirken im
Mittel über Gebiete von etwa 100 km 2 und mehr und
Zeiträume von mehreren Stunden einen effektiven
Vertikaltransport von Eigenschaften der bodennahen
Luftmassen in die mittlere und obere Troposphäre und
umgekehrt. Der konvektive Vertikaltransport steht im
folgenden im Vordergrund und wird anhand der Ergebnisse
der Feldexperimente ESCOMPTE im Jahr
2001 und VERTIKATOR im Jahr 2002 eingehender
behandelt.
2 Dynamischer Austausch
C. Kottmeier, F. Fiedler: Vertikaler Austausch über Mittelgebirgen
Bergiges Gelände lässt sich strömungsdynamisch als
eine Grenzfläche mit sehr großen Strömungshindernissen
in unregelmäßiger Größe und Abfolge auffassen.
Bereits bei ebenem Gelände bilden sich stromabwärts
von Rauigkeitsänderungen interne Grenzschichten
aus, die mit anwachsender Schichtdicke den an die
neue Rauigkeit angepassten Bereich umfassen. Auch
durch unterschiedlich warme Erdoberflächen entstehen
in ähnlicher Weise interne Grenzschichten, in denen
die Austauschintensität durch Auftriebsproduktion
von Turbulenzenergie an der Erdoberfläche gekennzeichnet
ist. Der mittlere turbulente Vertikaltransport
übertrifft dabei im allgemeinen den Wert über einer
ausgedehnten homogenen Fläche der gleichen
mittleren Oberflächentemperatur oder Rauigkeit
(MAI et al. 1996; VON SALZEN et al. 1996). Es wurden
verschiedene Verfahren entwickelt, um für idealisierte
oder reale Inhomogenitäten mittlere Flüsse zu
berechnen (VON SALZEN et al. 1996; BALDAUF
und FIEDLER 2003).
Es ist schwierig abzuschätzen, wie groß der mittlere
dynamische Austausch über einer bergigen Region ist.
Das Konzept der internen Grenzschichten ist nicht unbegrenzt
weiter anwendbar, da die Hebungsvorgänge
nicht mehr durch die Geschwindigkeitsskala turbulenter
Wirbel bestimmt werden, sondern durch die Überströmung
der Hindernisse. Für eine Folge von Hügeln
konnte gezeigt werden (HUNT und SNYDER 1980),
dass das Windprofil sich dabei einem Profil annähert,
das über einer raueren Grenzfläche unter Berücksichtigung
einer Verdrängungsdicke zu beobachten ist.
Falls die Vertikalauslenkungen über dem Hindernis
höher als die Grenzschichtdicke h selbst sind, folgt die
Grenzschicht deshalb mehr oder weniger den mittleren
Geländehöhen H, was im Vergleich zum Flachland
zu einem turbulenten Austausch bis zur Höhe h + H
führt.
promet, Jahrg. 32, Nr. 1/2, 2006
Das Verhalten der Strömung über Bergen wird neben
der Hindernishöhe H und -breite L sowie der Anströmgeschwindigkeit
U auch von der Dichteschichtung
der unteren Atmosphäre bestimmt. Das Verhältnis
von Trägheitskräften zu Auftriebskräften bei stabiler
Schichtung lässt sich durch die sogenannte interne
Froudezahl Fr 1 = π U / (N L) oder in modifizierter Form
Fr 2 = U / (N H) ausdrücken. Dabei ist die Brunt-Väisälä-Frequenz
N die natürliche Schwingungsfrequenz
ausgelenkter Luftvolumina bei eine stabilen Schichtung.
Eine Verlagerung der Oszillation mit U führt zur
Ausbreitung einer Welle mit der Wellenlänge 2πU/N.
Da die „Wellenlänge“ der Orografie 2 L ist, kann Fr 1
als das Verhältnis der natürlichen Wellenlänge der Luftbewegung
zur Wellenlänge der Orografie aufgefasst
werden. Demzufolge kommt es froudezahlabhängig zu
unterschiedlichen Strömungszuständen, wie sie auch
durch Messungen bestätigt wurden (z. B. DAVID und
KOTTMEIER 1986; KUNZ und KOTTMEIER 2006).
Für den Idealfall eines einzelnen Bergs dominiert bei
Froudezahlen Fr 1 > 1) wirken sich die Hindernisse
nur über geringe Entfernungen von bis zu etwa
drei Hindernishöhen aus. Über dem Hindernis
kommt es zu einer Geschwindigkeitserhöhung, hinter
dem Hindernis zunächst zu einer Ruhezone und weiter
stromab zu einer turbulenten Nachlaufströmung bis zu
einer Entfernung von mehreren Hindernisbreiten.
Auch bei komplexer Orografie lassen sich die Grundtypen
der Hindernisüberströmung oft wiederfinden.