Der tropisch-konvektive und der außertropisch-advektive Typ der vertikalen Niederschlagsverteilung — erdkunde

6 Erdkunde Band XIX

68. Uber Aufgabe und Aufbau der hoheren Schulen.

Sitz.-Ber. Bayer. Akad. Wiss. Math. Nat. Kl. Jahrg.

1961/1962, S. 49?59.

69. Uber Weiterentwicklungen in den Grundvorstellungen der Geomorphologie.

2. f. Geomorph. Bd. 5, 1961, S. 194?210.

70. Uber die Aufgabe des Erdkundeunterrichts auf der Hoheren Schule.

Geogr. Rundsch. 1962, S. 100?105.

71. Schlufi wort zur Kartenprobe ?Die Jungmoranenland schaft bei Wefiling".

Mitt. Geogr. Ges. Miinchen 1961, S. 38?40.

72. Die vom Grundrelief bedingten Typen glazialer Ero sionslandschaften.

Biuletyn Peryglacjalny Nr. 11, Lodz 1962, S. 259?270.

73. Uber Sockelflache und Hullflache des Reliefs.

Zu einer Untersuchung von Klaus Fischer iiber die Alpen.

Z. f. Geomorph. N. F. Bd. 7, 1963, S. 355?366.

74. Uber Rumpfflachen- und Talbildung in den wechsel feuchten Tropen, besonders nach Studien in Tanganyika.

Z. f. Geomorph., N. F. Bd. 8, Sonderheft 1964, S. 43?70.

DER TROPISCH-KONVEKTIVE UND DER AUSSERTROPISCH-ADVEKTIVE TYP DER VERTIKALEN NIEDERSCHLAGSVERTEILUNG

Mit 3 Abbildungen im Text, 1 Tabelle und 10 Profilen (Beilage I)

Wolfgang Weischet

Summary: The tropical convectional and extra-tropical advectional type of precipitation.

By means of cross sections it is shown to be a climatolo gical regularity that in tropical mountains an initial in crease of total annual rainfall at lower altitudes is suc ceeded from 1,300 to 1,500 m. above sea level onwards by a continuous precipitation decline with increasing altitude whereas outside the tropics total annual precipitation in

creases right up to the peak level.

Based on observations the following causal relationship has been worked out: Precipitation in tropical low and high

lying regions, with mainly convectional cloud formation in both, are derived from two different, mutually independ ent thermo-dynamic systems; a lower system within the base layer of the troposphere with a high degree of water vapour contents, and an upper system above this base

layer possessing low water vapour contents. The high water vapour contents of the lower system of tropical air masses is responsible for the fact that most of the rain in tropical lowlands is derived from warm "water clouds" (Cu cong.) whose upper limit of 2,800?3,000 m. is determined by

the quasi-permanent peplopause (Schneider-Carius).

In contrast occurrence of noteworthy precipitation out side the tropics normally presupposes the destruction of the base layer and formation of nimbo-stratus or cumulo-nim bus clouds reaching up to considerable altitudes. In cases where cyclonal conditions are responsible for the rise of

air masses, warm air of high water vapour contents occurs mainly in the upper layers of the troposphere, thus in cases of substantial precipitation the otherwise usual decrease of water vapour contents with increasing altitude is tempora

rily even reversed.

/. Anregungen aus Witterungsbeobachtungen in den Tropen

Ausgangspunkt der folgenden Oberlegungen waren Witterungsbeobachtungen in der Tropen zone Sudamerikas, vor alien Dingen Amazoniens und des Ubergangsbereiches vom ostlichen Vor

land der Zentralanden zum Altiplano Boliviens.

Die Reisen1) dorthin wurden unternommen in

*) Der Deutschen Forschungsgemeinschaft danke ich auch an dieser Stelle verbindlich fiir die gewahrte Reisebeihilfe.

den Monaten Februar und Marz 1961. Es ist das die Zeit, in welcher gemafi dem mittleren Gang der Niederschlagsverteilung die eigentliche Regen zeit herrscht.

Die 1961 gemachten Beobachtungen wurden erganzt durch solche auf Fliigen von Dakar nach Sao Paulo Ende Marz 1963 und von Argentinien bis ungefahr Cap Hatteras Ende Oktober 1963.

Aus den Beobachtungen des Witterungsablaufes am festen Ort und des Wetterzustandes in den durchflogenen Gebieten ergaben sich einige fiir mich zunachst unerwartete und daher besonders merkwurdige Ergebnisse.

1. Gewitter und Gewitterwolken sind auch wahrend der Regenzeit offenbar nicht fiir alle Bereiche der inneren Tropen jene alltaglichen und typischen Erscheinungen, fiir die man sie nach der Lehrbuchliteratur halten mufi. In drei Wochen

habe ich in dem Gebiet zwischen Sao Paulo - Rio de Janeiro - Belem - Manaos - Cuyaba und La Paz 7 Gewitter erlebt, wobei die geringste Blitz

entladung schon mitgerechnet wurde. Das stimmt mit den bei den Fliigen iiber grofiere Entfernungen

gemachten Erfahrungen iiberein, dafi hochrei chende Cumulonimben, also sog. Gewitterwolken, nur in schmalen Zonen (wahrscheinlich entlang von Konvergenzen) aufgereiht oder aber einzeln, iiber Hunderte von Kilometern voneinander iso

liert, auftraten.

2. Die eigentlich typische Bewolkung der Re genzeit bilden nicht die Cumulonimben, sondern die Cumuli congesti, also die sog. ?aufgeturmten Haufenwolken", die im mittelhohen und hohen Niveau von Schichtwolken aller moglichen Arten

und Bedeckungsgrade iiberlagert sind.

Wolfgang Weischet: Tropisch-konvektiver und aujlertropisch-advektiver Typ der Niederschlagsverteilung 7

3. Die Obergrenze der Cumuli congesti findet sich iiber grofie Entfernungen im gleichen Hohen intervall von 2600 bis 2800 m2).

4. Cumuli congesti sind in den feuchten Tropen regelmafiig Niederschlagswolken. Das scheint mir der entscheidende ombrogenetische Unterschied gegeniiber den Aufiertropen zu sein, wo ?auf getiirmte Haufenwolken" nur unter besonderen atmospharischen und geographischen Umstanden

(iiber den Ozeanen und bei sommerlichen Ein briichen maritimer Kaltluft in kustennahen Flach landern) leichte Schauer kleintropfiger Nieder schlage liefern. Fiir das Zustandekommen grofi tropfigen Regens ist das Erreichen der Eisphase in der Wolke, also die Fortentwicklung vom Cu cong zum Cb, notwendig. Aus dieser Tatsache zieht unter anderem die (in den Aufiertropen entwik kelte) Eiskeimtheorie der Niederschlagsbildung von Bergeron (1935) und Findeisen (1938,1939) wesentliche Argumente (vgl. Chromow, 1940,

S. 147-153).

Fiir die feuchten Tropen ist das Erreichen der Eisphase aber keine notwendige Voraussetzung

fiir Ausfallen von Regenschauern. Der kann auch

aus Cumulus congestus als sog. ?warmen Wasser

wolke" (Riehl 1954) fallen. Niesel- und Regen schauer aus Cumulus congestus stellen die hau figste Niederschlagsart in den feuchten Tropen

dar.

Die o. a. Beobachtungen sind nicht neu. Riehl (1954) referiert in seinem Werk ? Tropical Mete orology" solche verschiedener Autoren von den Bahamas, Guam, Ost-Afrika, und Watts (1955)

fiihrt andere aus Siidostasien an. Aber die Tat sache, dafi die Gewahrsleute ausdriicklich genannt werden, zeigt andererseits doch, dafi das genannte Phanomen nicht allgemeines, selbstverstandliches Kenntnisgut ist, so dafi es erlaubt ist, es fiir Inner brasilien eigens anzufiihren, abgesehen davon, dafi

es auch in den Ableitungszusammenhang gehort, den ich geben mochte.

Den Anstofi fiir die dynamisch-genetischen Deutungen ergaben folgende spezielle Beobachtun

gen des Tropospharenzustandes iiber dem Ostvor land der bolivianischen Anden zwischen Curumba und Santa Cruz einerseits und dem Altiplano an dererseits (s. Abb. 1). Am 8. III. 1961 wurde iiber dem Oriente Boliviens das Wolkenbild beherrscht von 8/10 Qtiellwolken, unter denen die aufge

tiirmten (Cu cong) mengenmafiig iiberwogen.

Nach dem Abflug von Santa Cruz in Richtung nach La Paz verdichtete sich iiber dem Ostabfall der Kordillere die Quellbewolkung; nur ab und

2) Das wird offenbar von den Linienflugzeugen iiber Innerbrasilien ausgenutzt, die bemerkenswerterweise bei

alien Fliigen die gleiche Reiseflughohe von 2800 m ein

nahmen. Sie beriihrten dabei gerade die obersten Stellen der aufgetiirmten Haufenwolken.

zu waren noch Liicken vorhanden. Als die Maschine, die sich in der Wolkendecke hoch

schraubte, fiir kurze Zeit aus deren oberen Teilen herausstiefi, war ganz deutlich zu sehen, wie die Vorlandbewolkung am Ostabfall des Puna Blockes mit einer Obergrenze von 2600-2800 m

auslief, dariiber eine wolkenfreie Zwischenschicht folgte und iiber dem Altiplano ein neues Wolken stockwerk mit deutlich verschiedenem Habitus folgte. Letzteres bestand aus 4/10 Schonwetter cumuli (Cu hum) und einigen wenigen, hoch reichenden Gewitterwolken (Cumulonimben). Die Untergrenze der Bewolkung lag bei 5000 m NN,

also 1000 m iiber dem Altiplano. Die Cumulonim ben fielen durch ihre grofie Vertikalerstreckung und durch die markante Zusammensetzung aus klar umrissenem Wasser- und diffusem Eiswolken

teil auf.

So weit die Beobachtungsanstofie. Nun kann es naturlich sein, dafi das sprunghafte Gegeneinan der-Abgesetzt-Sein der thermo-dynamisch wirksa men Atmospharenschichten iiber dem Vorland einerseits (mit vorwiegender Cumulus congestus Bewolkung zwischen 500 und ca. 2600 m) und demjenigen iiber dem Altiplano andererseits, wel

ches fast 2500 m iiber der Obergrenze der Tief landsbewolkung neu begann, ein singularer Zu stand war, dem damit keine klimatologische Be deutung beizumessen ware. Ist es jedoch ein klima tischer Zustand, so mufi er allein wegen der ver schiedenen Wasserdampfkapazitat der getrennten Stockwerke der Troposphare von grundsatzlicher Wichtigkeit fiir die hygrische Vertikalgliederung

der Tropengebirge sein.

//. Die Nie der schlagsver teilung iiber den Gebirgen der Tropen und der Aujiertropen

Zur Uberprufung wurde eine Schulerarbeit an gesetzt mit der Aufgabe, fiir diejenigen Gebirge der Tropen, die von Beobachtungsstationen relativ gut besetzt sind, die vertikale Verteilung der mitt

leren jahrlichen Niederschlagssumme zu studieren und sie in Vergleich zu derjenigen der Aufiertropen

zu setzen3).

Insgesamt wurden 30 Profile gezeichnet, von denen hier 11 wiedergegeben sind (s. Beilage I4).

Sie wurden ausgewahlt ausschliefilich nach dem einen Kriterium, ob die Niederschlagswerte fiir die hochsten Stellen der Gebirge ausreichend durch

3) Herrn stud. phil. Dieter Havlik danke ich fiir die Bearbeitung des Beobachtungsmaterials, der Wetterdienst bibliothek und ihrem Leiter, Herrn Regierungsrat M. Schle gel, fiir die freundliche Hilfe bei der Zusammenstellung des Materials.

4) Das verschiedene Mafi der Dberhohung der einzelnen topographischen Profile ergibt sich aus technischen Not wendigkeiten. Es ist fiir die abzuleitenden Tatsachen ohne Bedeutung.

8 Erdkunde Band XIX

Beobachtungen an Hohen- oder Gipfelstationen belegt und gesichert sind.

Das Ergebnis der Materialauswertung ist be merkenswert eindeutig: Wahrend in den Gebirgen

der Aufiertropen5) eine durchgehende Zunahme der Niederschlage bis zur Gipfelhohe

zu verzeichnen ist, tritt in den tropischenHo henbereichen nach anfanglicher Zu nahme der Niederschlage mit wachsender Hohe oberhalb einer kritischen Hohenlage von 1200 bis

1500 m eine stetige Abnahme der Nieder schlagsmenge auf. Mit anderen Worten: Wahrend in den Aufiertropen topographische Profilkurve und Niederschlagsprofilkurve konform verlauf en,

sind sie in den hoheren Teilen der tropischen Ge birge invers. Diese Tatsache ist nach dem vorlie genden Beobachtungsmaterial so eindeutig, dafi

ihr dieselbe Gesetzmafiigkeit zukommt, wie sie fiir thermische Verhaltnisse das sog. ? Gesetz der Massenerhebung" besitzt, das seit langerZeit schon bekannt ist. Demgegeniiber findet man Angaben

iiber die Niederschlagsabnahme in den Hohen der Tropengebirge nur an versteckten Stellen6). Der grundsatzliche Gegensatz zu den Aufiertropen und die Begriindung des Phanomens ist m. W. noch nicht im Zusammenhang dargestellt worden.

Vergleicht man zunachst die beiden Profilpaare 1 und 2 (Ostalpen und Hawaii) sowie 3 und 4 (Westalpen und Java), so kommt der gleichsinnige, parallele Verlauf von topographischem und hygrischem Profil in den Alpen ge geniiber der Gegenlaufigkeit der beiden genannten Pro

file in Gebieten sowohl der aufieren als auch der inneren Tropen deutlich zum Ausdruck. Wahrend auf der Ostseite,

also der passatischen Luvseite der Hawaii-Inseln bis ca.

1000 m (durch Beobachtungen bis 713 m belegt) die mitt lere Niederschlagssumme mit wachsender Hohe merklich zunimmt, findet oberhalb 1000 m eine rapide Abnahme statt. Das Minimum kann man den vorliegenden Messungen nach sicher fiir die hochsten Gebirgsteile (letzter Beobach tungswert in 3398 m) annehmen. Auf dem Westabfall, der passatischen Leeseite, ist die Hohenzonierung bei nie drigeren Absolutwerten genau entsprechend. Aus einem Profil durch die etwas weiter aquatorwarts gelegene Insel Mauai (22? N) ergibt sich eine Umkehr des hygrischen Gra

dienten erst von 1500 m Meereshohe an.

Aufier der generellen Gegenlaufigkeit von topographi schem und hygrischem Profil besticht auch die Regelmafiig keit der Erscheinung in den Einzelheiten. Letztere werden besonders in den topographisch starker gegliederten Ber ei chen der tropischen Anden deutlich. So fallen der Magda lenagraben in Columbien und das oberste Metatal, beide mit einer Sohlenhohe unter 500 m NN, durch erheblich gro fiere Niederschlagssummen gegeniiber den begrenzenden Hohengebieten auf. Besonders bemerkenswert ist dabei die Tatsache, dafi der Magdalenagraben als schmaler Tieflands

bereich im Korper der Nordanden selbst liegt, durch die iiber 3500 m aufragende Ostkordillere vom amazonischen und die ebenso hohen Gebirgskorper der Zentral- und

5) Als solche werden zunachst einfach die Gebiete aufier halb der Wendekreise gewertet.

6) F. Klute, 1920 auf Grund von Schatzungen an Hand der vertikalen Vegetationsverteilung am Kilimandscharo, de Boer (1950) und Reesink ? Siahaan (1956) aus der Auswertung des ausgezeichneten Beobachtungsnetzes in

Java sowie Leopold (1951) fiir Hawaii.

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Wolfgang Weischet: Tropisch-konvektiver und aufiertropisch-advektiver Typ der Nie der schlagsver teilung 9

Westkordillere vom pazifischen Tiefland abgetrennt. An vielen anderen Stellen der Profile lafit sich prinzipiell das gleiche zeigen.

In den Details durchbrochen wird das Gesetz, dafi in den Tropen oberhalb 1500 m mit wachsender Hohe eine Nieder

schlagsabnahme erfolgt, in den Profilen nur an drei Stellen:

in Ibague, der Hochebene von Bogota und in Lasso (Ecua dor). In alien Fallen ist die relative Differenz der Nieder

schlagssummen aber wesentlich kleiner (unter der Halfte) als bei den vorher genannten, der grofiraumigen Regel ent sprechenden Unterschieden. Aufierdem mufi man wohl auch die Tatsache beachten, dafi die genannten Abweichungen nur Gebiete oberhalb 2000 m betreffen.

Die Verhaltnisse an der Westseite der randtropischen Zentralanden (Profil Chile-Bolivien) erklaren sich aus der

regionalklimatischen Situation (Einflufi des Kaltwasser korpers auf der pazifischen Seite).

Im ganzen gesehen kommt den genannten Abweichungen aber nur der Wert von speziellen Ausnahmen zu.

Fiir die weitere Ableitung ist die Festlegung der Umkehrhohe interessant. In Java lafit sie sich

ziemlich genau ermitteln. Im dargestellten Dia gramm liegt sie auf der Nordseite im Hoheninter vall zwischen 1200 und 1800 m, auf der Siidflanke der Insel zwischen 1000 und 1900 m. Die von de Boer (1950) vorgenommene statistische Auf

schliisselung ergibt, dafi die Umkehrhohe an der unteren Grenze der hier genannten Intervalle, namlich zwischen 1200 und 1300 m beginnt (siehe Tab.)

///. Begriindung der Niederschlagsinversion iiber den Gebirgen der Tropen

Nach Feststellung der Tatsachen aus den klima tologischen Beobachtungsgrundlagen erhebt sich nun die Frage nach der geophysikalischen Begriin dung. Diese geht m. E. auf ein sehr einfaches physikalisches Gesetz, namlich die Sattigungs kurve des Wasserdampfes (Magnus'sche Dampf druckkurve) sowie auf den fundamentalen witte

rungsklimatischen Unterschied zwischen Tropen und Aufiertropen zuriick.

Nach den Mittelwertskurven des Mischungsver haltnisses (Gramm Wasserdampf pro Kilogramm

trockener Luft) der tropischen Atomsphare (s.

Abb. 1), entnommen aus den von Flohn in Hesse (1961) veroffentlichten Tabellen7), sind im Druck intervall zwischen 1000 und 740 mb8) im Mittel 12 bis 12V2 Gramm Wasserdampf pro kg trocke ner Luft vorhanden.

Eine gleichgrofie Luftmenge im Druckintervall zwischen 660 (das entspricht ungefahr 3800 m, also der Hohe des Altiplano) und 400 mb enthalt im Mittel aber nur Va dieser Menge, namlich 4 bis 4V2 Gramm Wasserdampf. Dabei hat aber iiber dem Altiplano eine Luftsaule, die der Druckdiffe

renz von 260 mb entspricht, eine Vertikalerstrek kung von rund 3500 m, reicht also bis 7300 m iiber NN. Es steht also in gleichen Volumina iiber den Hochlandern sehr viel weniger Wasserdampf zur Verfugung als uber den tropischen Tieflandern.

Wenn nun iiber dem Tiefland ein Luftvolumen vom Gewicht eines Kilogramms vom Boden bis

2800 m konvektiv gehoben wird, so mufi es nach den aufgezeichneten Kurven im zeitlich-raum

lichen Mittel 8 bis 11 Gramm Wasserdampf aus scheiden. Dieser wird zu Wolkentropfchen kon densiert, die ihrerseits teilweise zu Niederschlags tropfen koagulieren miissen. Derselbe Hebungsbe

7) Es wurden zunachst die Kurven fiir alle Stationen der Tropen fiir die jeweilige Regenzeit aufgezeichnet. Es ergibt sich ein Bundel sehr dicht beieinander liegender Linien. Die Begrenzungskurven des Biindels sind in der Abbildung 3

enthalten. Es bestehen bei diesem Verfahren wohl keine Bedenken, den zwischenliegenden Werteraum auch fiir die inneren Tropen Siidamerikas als reprasentativ zu nehmen, fiir den selbst keine aerologischen Mefiwerte vorliegen.

8) 740 Millibar entsprechen einer Hohe von 2800 m, also der Obergrenze der Cu cong-Bewolkung iiber den tropi

schen Tieflandern Amazoniens und des Pantanal.

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Zentralanden "? d Ostbolivianisches Tiefland

Abb. 1: Auf gliederung der tropischen Troposphare in zwei thermodynamisch unterschiedliche Stockwerke zwischen dem Oriente und Altiplano Boliviens (beobachtet am 8. III. 1961).

Dazu die Mittelwertskurven des Mischungsverhaltnisses (Gramm Wasserdampf pro Kilogramm trockner Luft) in Havanna wahrend der Regenzeit. und Khartum als Reprasentationswerte fiir die vertikale Feuchteverteilung in der Troposphare der Tropen

10 Erdkunde Band XIX

trag liefert im vorauf genannten Hohenintervall oberhalb des Altiplano nur knapp 3 Gramm aus gefalltes Wasser pro Kilogramm gehobener Luft.

Wenn die Konvektionsbewegung den doppelten

Betrag (5600 m) und die dabei gebildete Wolke

fast das 10-Kilometer-Niveau erreicht, so fallen immer noch erst 4 bis 5 Gramm Wasserdampf pro Kilogramm aus.

Bei der - eingangs aus Beobachtungen erschlos senen und in der bisherigen Ableitung erst einmal als klimatologisch effektiv postulierten -

Aufspal tung der Troposphare in zwei voneinander ge trennte Stockwerke stehen sich allein nach der mittleren vertikalen Wasserdampfverteilung oder auch nach der maximalen Dampfdruckkurve ein trockenes oberes und ein feuchtes unteres thermo dynamisches System gegeniiber.

Wenn man nun den mittleren ?Gesamtfeuchte gehalt" (Neuwirth 1953) einer Luftsaule9) iiber

einem bestimmten Ort in funktionellen Zusam menhang mit der tatsachlich im zeitlichen Mittel

als Niederschlag pro Flacheneinheit iiber demsel ben Ort ausgefallten Wassermenge bringen will,

so mufi als notwendige Voraussetzung erfiillt sein, dafi die Umsetzung des Wasserdampfgehaltes vor wiegend in der vertikalen Richtung iiber dem be treffenden Ort, in vertikalen Austausch- oder Zirkulationsradern, stattfindet. Diese Bedingung

ist fiir die Tropen weitgehend gegeben, da der Grofiteil der Wolken- und auch der Niederschlags

bildung auf Konvektionsvorgange zuriickgeht, advektiv-zyklonale Depressionsregen wegen des schnellen Ausgleichs horizontaler Druckunter schiede und mangelnder Luftmassengegensatze nur eine untergeordnete Rolle spielen.

Die gegebene Ableitung10) kann also aus den klimatologischen Verteilungskurven des Mi

schungsverhaltnisses in der Troposphare oder der Anwendung der maximalen Dampfdruckkurve

bei dominierender konvektiver Wolkenbildung die relative Niederschlagsarmut iiber Hochgebir gen im Vergleich zum Tiefland in tropischen Be

9) Nach Goldschmidt (1951) ?Niederschlagswasser der Atmosphare" entsprechend dem im Englischen gebrauch

lichen Ausdruck ?precipitable water".

10) Gegen den bisherigen Gedankengang kann man noch einwenden, dafi iiber den Massenerhebungen die Tempera tur bekanntermafien hoher sei als im gleichen Niveau der benachbarten freien Atmosphare, und dafi man dem entsprechend auch damit rechnen miisse, dafi wegen der naher gelegenen verdunstenden Oberflache das Mischungs verhaltnis iiber dem Gebirge ebenfalls grofiere Werte habe als sie durch die Mittelwertskurven im entsprechenden Hohenintervall iiber den Tieflandern angegeben werden.

Das kann sich jedoch nur in einer diinnen, bodennahen Rei bungszone auswirken, die allenfalls ein paar hundert Meter machtig ist und allein nicht die zur Niederschlagsbildung

notwendigen Wasserdampfmengen liefern kann. Und aufier dem gilt die Magnus'sche Formel auf alle Falle, wonach bei niedrigeren Temperaturen der maximale Dampfdruck ex ponentiell abnimmt.

reichen verstandlich machen; allerdings vorlaufig unter der Voraussetzung eines krassen topographi schen Nebeneinanders von Tief- und Hochland, wie es zwischen dem Ostvorland der Zentralanden und dem Punablock ungefahr verwirklicht ist.

Nun ist aber das Phanomen der relativ trocke nen tropischen Hohenzonen nicht auf diesen iiber spitzten topographischen Spezialfall beschrankt.

Es gilt ebenso fiir die sanft ansteigenden Flanken der hawaiisehen Gebirge z. B., wie auch fiir intra montane Graben oder Senken (s. Kolumbien).

Aus dieser Tatsache lafit sich m. E. erst einmal deduktiv der Verdacht ableiten, dafi jene Zwei

teilung der tropischen Troposphare, welche im Beispiel des Nebeneinanders von innerbrasiliani

schem Tiefland und Zentralanden-Hochflache durch die Orographic erzwungen wird, auch in ihr

selbst durch Aufgliederung in thermodynamische Stockwerke angelegt sein mufi, weil sonst schlecht vorstellbar ist, wie bei beliebiger und stetiger Hohenvariabilitat der hygrisch effektiven Wol

kenschicht die Unstetigkeit in der vertikalen Nie derschlagsverteilung zustande kommen soli.

Nun, dieser Schichtenbau der Troposphare ist durch Schneider-Carius in den Jahren nach 1947

in zahlreichen Arbeiten iiber die von ihm sog.

?Grundschicht der Atmosphare" (1953) aus stati stischen Bearbeitungen der aerologischen Messun gen abgeleitet und auch fiir einige Gebiete

(Schneider-Carius 1950 b) schon mit physiogeo graphischen Verhaltnissen wie der vertikalen Vegetationsabstufung in den Tropen in Zusam menhang gebracht worden. Die Grundergebnisse

konnen fiir die weitere Ableitung in Zitaten aus Schneider-Carius (1950a) einfach iibernommen

werden.

?Mit der Grundschicht wird eine Grenzschicht im Sinne der Aerodynamik bezeichnet. Neben der Reibung wirken die Strahlung und der Phasenumsatz des Wassers modifizierend auf die Ausbildung dieser Grenzschicht. Die vertikalen

(Austausch-) und die Strahlungsprozesse wirken dahin, ober halb dieser Grenzschicht eine Schicht mit Temperaturum kehr oder vermindertem vertikalem Temperaturgradienten zu schaffen (Peplopause). Die Komponenten des Austau

sches, der Reibung und der Konvektion, sind uberall auf der Erde vorhanden; daher ist die Grundschicht eine plane

tarische Erscheinung. Das Ausmafi des Austausches ist aber je nach der Lage auf dem Planeten verschieden, so dafi merkbare Typenunterschiede in der Ausbildung der Grund

schicht zu beobachten sind."

?Beim Durchzug von atmospharischen jStorungen*, wie Regenfronten, Tiefdrucktrog, Bildung eines lokalen Gewit

ters, lost sich die Grundschicht (besser gesagt, die Peplo pause als begrenzende Sperrschicht, Zusatz des Verf.) auf."

Schneider-Carius unterscheidet 6 verschiedene Typen der Grundschicht, von denen in unserem Zusammenhang aufier dem ?Normaltyp", bei dem die Peplopause in 1000 bis 1500 m liegt, der sog.

?B6enwettertyp" und der ?Auflosungstyp", letz terer mit den Untertypen ?Gewittertyp" und

? Regen we ttertyp" interessieren. Die Typen be

Wolfgang Weischet: Tropisch-konvektiver und auflertropisch-advektiver Typ der Niederschlagsverteilung 11

schreibt Schneider-Carius (1950a) folgender mafien:

?B6enwettertyp. Vorkommen: In mittleren und niederen Breiten zu Zeiten verstarkter Konvektion (Regenzeiten).

Kaltlufteinbriiche unserer Breiten, Passatschauer.

Kennzeichen: Anschwellen der Grundschicht bis auf 3 km und dariiber. Zusammenwachsen der Quellungen zu Mas

siven oder Wolkenbanken (gebankter Cu). Das Anwachsen geschieht gewohnlich nicht stetig, sondern in Stufen, die zu weilen mehrere hundert Meter machtig sind. Aus den Quell massiven fallen dann Schauerniederschlage heraus.

Auflosungstyp. Untertyp Fi. Gewittertyp. Vorkommen:

In den mittleren und niederen Breiten bei starker Konvek tion (Gewitter) und in den Mallungen.

Kennzeichen: Gleichformige, fast inversionsfreie Tem peraturabnahme bis in grofie Hohen. Konvektionsraum weit hinaufreichend. Wolkendecken gewohnlich unregel mafiig verteilt. Auf der Ruckseite des Gewitters stellt sich

die Schichtung meist wieder rasch her.

Auflosungstyp. Untertyp F2. Regenwettertyp. Vorkom men: In den grofien Regengebieten aller Breiten.

Kennzeichen: Der Konvektionsraum der Grundschicht verwachst mit dem Nimbostratus des Wolkenaufzuges. Die Sprungschicht der Temperatur iiber der Grundschicht bleibt noch langere Zeit erhalten. Beim Eintreten starkerer Nie derschlage verwischt sich aber auch diese Grenze. Auf der

Ruckseite bildet sich die Grundschicht bald wieder und

fiihrt zu einer Schichtung der Regenwolkenmassive."

Zum letzten Untertyp wird in einer anderen Arbeit (Schneider-Carius 1948, S.9) festgestellt,

dafi er in den Tropen nicht beobachtet wird. Dem

entsprechend fehlt auch im System der tropischen Wolken, welches von Braak (1932) im 2. Band

(Atlas des Nuages tropicaux) des Internationalen Wolkenatlas niedergelegt ist, der Nimbostratus

?weil infolge des raschen Ausgleichs aller grofieren Storungen des Luftdruckgefalles die wandernden Depressionen der mittleren und hoheren Breiten

fehlen" (Schneider-Carius, 1948).

Damit ist unabhangig von dem hier zu erkla renden Phanomen (Umkehr des Niederschlagsgra dienten iiber den tropischen Gebirgen) die dazu notwendig zu fordernde und fiir den Rand der Zentralanden direkt beobachtete Unstetigkeit in der Vertikalverteilung der Niederschlag liefern den Wolkensysteme gesichert und m. E. der Be weis der These geschlossen, dafi die Abnahme

der mittleren Niederschlagssummen in den Tro pengebirgen oberhalb 1500 m eine Folge der geringeren Wasserdampfkapazitat der hoheren Tropospharenteile bei vorwiegend konvektiver Niederschlagsbildung in dynamisch voneinander getrennten Tropospharen

stockwerken ist.

Die Zunahme bis 1500 m mufi man als Folge erstens der topographisch verstarkten Konvektion iiber den unteren Gebirgshangen und zweitens des

Hohe Mittlere

gdm_ mb Mittlere Verteilung des Temperatur

-300^ Wasserdampfgehaltes -33.2? -30.9?-32.4?

9000 - i I

i\ in gr / kg

8000 - jl -4oo

| &

7000 - :\ \\ o r g>

*.* SchiffJ 52.5? N Jon./Feb. x $

6000

"-500 . LorkhiLL 51.2? '

-.70o -6.9?-6.7?

:- \ \ \ E

5000 - \ \ \ *-** Schiff J 52.5? ' Juli /Aug. o

-600 k\ \\ +-+ Lorkhill 51.2? ' ' 4000 - \ \ \ \ ?'

3000 -"700 K \ 0\ X HQVQn? 232? " " " o? 85?

\ \\ Khartum 15.6? - * \ W ?<? -J.

2000 ?800 \v N\ ? Singapore 1.4? ? ? o

850 +>. \+ \W+ Nairobi 1.3? S ? -182? 22.0? 18.2?

1000 "-900 ri> Nv o) b>

0 1000 i-,-1 -r*V-i-1-r?-.-L

|- ^-?

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 gr/kg Mischungsverhaltnis

Abb. 2: Vergleich der mittleren vertikalen Verteilung des Wasserdampf gehaltes (Mischungsverhaltnis) zwischen den tropischen Gebieten zur Regenzeit und den ozeanischen Aufiertropen im Winter und Sommer.

12 Erdkunde Band XIX

geringeren Verdunstungsverlustes beim Durchfal len der Regentropfen durch den wolkenfreien Raum zwischen Wolkenuntergrenze und Erdober

flache ansehen.

Nach dieser Ableitung ist es nicht mehr schwer zu erklaren, warum in den Aufiertropen eine durchgehende Zunahme der Niederschlage mit wachsender Hohe auftritt, obwohl die Mittel wertskurven des Mischungsverhaltnisses - bei ge

ringeren absoluten Werten -

grundsatzlich gleiche Formen haben wie diejenigen fiir die tropischen Bereiche (vgl. Abb. 2).

Aus den Beobachtungstatsachen (siehe Profile in Beil. I) sollte man zunachst feststellen, dafi 1) die absoluten Mengen des niedergeschlagenen

Wassers bedeutend kleiner sind als unter ver gleichbaren Lagebedingungen in den Tropen,

und dafi

2) die Differenzen zwischen den Niederschlagen im Tiefland und im Gebirge geringer sind als in den niederen Breiten.

Wahrend in den Aufiertropen zwischen Vorland und Gipfelhohen eine Niederschlagszunahme von 2000 mm ver

breitet, von 3000 mm allenfalls einmal vorkommt, sind in den Tropen Differenzwerte von 4000 oder 5000 mm zwi

schen unten und oben durchaus mittlere Betrage.

Diese Tatsachen lassen sich plausibel herleiten aus den geringeren Wasserdampfmengen, welche in der aufiertropischen Troposphare vorhanden sind.

Aber die durchgehende Zunahme der Nieder schlage wird daraus noch nicht verstandlich. Dafiir ist zunachst eine grundsatzlich andere Nieder schlagsentstehung verantwortlich. Kurz gesagt gibt es in den Aufientropen keine ins Gewicht fallende Niederschlagsbildung, ohne dafi die Zweigliede

rung der Troposphare durch Auflosung der Peplo pause aufgehoben ist. Wolken, welche nur bis zur Obergrenze der bis ca. 3000 m auf gesch wollenen Grundschicht reichen, konnen in den Aufiertropen

nur ausnahmsweise Niederschlag bringen. Ergie bige Regen fallen nur aus Wolken grofier Verti kalerstreckung bei Erreichen der Eisphase. Dazu mufi aber die Grundschicht aufgelost werden. Das

tritt nach Schneider-Carius (s. die angefiihrten Zitate) beim ?Gewitter-" und ?Regenwettertyp"

ein.

Bei letzterem ist dann fernerhin zu beachten, dafi er mit dem Durchzug von Zyklonen verbun den ist. In die Zyklogenese werden neben Luft massen der hoheren Breiten (arktische Kaltluft und Luftmassen der gemafiigten Breiten) auch sol che subtropisch-tropischer Herkunft einbezogen11),

n) Die Mittelwertskurven der Wasserdampfverteilung in hoheren Breiten miissen damit das Ergebnis des zeitlichen Aufeinanderfolgens luftmasseneigener Verteilungskurven

der sich iiber einem festen Ort ablosenden Luftmassen unterschiedlicher Herkunft sein. Bei der Anwesenheit was serdampfarmer Kaltluft weicht die tatsachliche Vertei lungskurve nach der negativen, beim Durchgang feuchter Warmluft nach der positiven Seite ab.

die als wesentliche Wasserdampflieferanten bei Advektivniederschlagen eine bedeutende Rolle

spielen.

In diesen konkreten synoptischen Situationen von Advektivniederschlagen (im Zusammenhang mit Wetterfronten) aus tropischer Warmluft

haben bestimmte Tropospharenschichten in den Mittelbreiten voriibergehend einen Gesamtf euchte

gehalt, welcher demjenigen der feuchten Tropen

angenahert ist.

Hohe in km

6. \ BERLIN

* - 8.8.1964 06hMEZ [\ - 18.1.1959 07hMEZ

5- ^

3- \

<^-^

-1-1-1-1-1-1-1

1 2 3 4 5 6 7 8

Mischungsverhaltnis (gr/kg)

Abb. 3: Wasserdampf gehalt der Luft in Berlin Die beiden ausgewahlten Beispiele der vertikalen Vertei

lung des Wasserdampfgehaltes der Luft demonstrieren die fiir das zyklonale Witterungsgeschehen der Aufiertropen typische Moglichkeit, dafi die hoheren Schichten der Tro posphare einen grofieren Wasserdampfgehalt besitzen als die bodennahen. Wenn auch solche extremen Falle nicht haufig sind, so mufi man die vielen Moglichkeiten zwischen

ihnen und der in Abbildung 2 wiedergegebenen Mittelwerts kurve der Mischungsverhaltnisse fiir Regenwetterlagen der Aufiertropen als bezeichnend und fiir die vertikale Nieder

schlagsverteilung mitbestimmend ansehen.

Im Wettergeschehen der Tropen konnen Feuchteverteilungen wie die abgebildeten dagegen nicht auftreten.

Da nun die Warmluft, welche in die Zyklo genese einbezogen worden ist, auf ihrem Weg pol warts vom Boden abgehoben wird, erscheint sie mit ihren charakteristischen Feuchtewerten bei den Advektivniederschlagen meist nur in den hoheren Tropospharenschichten. Dadurch bekommt die Kurve der vertikalen Wasserdampfverteilung fiir

den konkreten Fall besonders wirksamer Nieder

Wolfgang Weischet: Tropisch-konvektiver und aufiertropisch-advektiver Typ der Niederschlagsverteilung 13

schlagsspenden einen wesentlich anderen Verlauf als die Mittelwertskurven, wie es als Beispiele die aerologischen Situational vom 8. 8. 1964 und

18. 1. 1959 iiber Berlin zeigen (Abb. 312).

Aufierdem ist im Rahmen des zyklonalen Wit terungsgeschehens, welches die aufiertropischen Zirkulationsgiirtel beherrscht, die Ausfallung des Wasserdampfes im wesentlichen auf dynamische Hebung im Zusammenhang mit Frontflachen bei

gleichzeitigem erheblichem Horizontaltransport und nur in untergeordnetem Mafie auf thermisch konvektive Umlagerung mit vorwiegend verti kaler Austauschwirkung bei geringem Horizontal versatz zuriickzufiihren. Die Wasserdampfumset

zung fiir den grofi ten Teil der Niederschlage er folgt also nicht wie in den Tropen in konvektiven vertikalen Kreisprozessen, sondern auf dem Wege des advektiven Gleitaustausches mit dominieren der horizontaler Komponente.

Alle die genannten Umstande: a) Auflosung der Grundschicht und damit beliebige Hohenvariabili

tat der Niederschlag liefernden Wolkensysteme, b) horizontaler Gleitaustausch und c) uberdurch

schnittlicher Feuchtegehalt hoherer Tropospharen schichten im Zusammenhang mit Advektionsnie derschlagen sind im Witterungsgeschehen der Aufiertropen wohlbekannt und systemtypisch. Sie wirken sich dahin aus, dafi die aus gef alien en Niederschlagsmengen stetig bis in Atmospharenschichten zunehmen kon

nen, welche oberhalb der Gipfelhohen der mei sten aufiertropischen Gebirge liegen. Gleichwohl wird man in noch grofieren Hohen (ab 5000 oder

5500 m) auch in den Aufiertropen einen Riickgang der Niederschlagssummen erwarten miissen. Doch dariiber liegen keine Mefiwerte vor.

IV. Schlujibemerkungen

Zum Schlufi seien stichwortartig einige Konse quenzen angedeutet. Die dargelegte Auffassung von der Entstehung der relativen Trockenzone iiber tropischen Gebirgen macht die haufig vertre tene Ansicht vom Abregnen herangefiihrter Luft massen am Ost- oder Westabfall der Anden z. B.

iiberfliissig. Sie lafit die Vegetationsstufen und die alten Kulturlandschaftsinseln in den Hohenberei chen der tropischen Gebirge in neuem Licht erschei

nen.

Es kann auch fiir die Losung hydrographischer und geomorphologischer Probleme nutzlich sein, der Tatsache Rechnung zu tragen, dafi die Tropen

f liisse ihre Hauptwassermenge am Rande des Ge

12) Die aerologischen Daten wurden vom lnstitut fiir Meteorologie und Geophysik der Freien Universitat Berlin

zur Verfugung gestellt. Den beteiligten Kollegen danke ich verbindlich fiir ihre freundliche Unterstutzung.

birges erhalten.13) Havlik (1964) weist darauf hin, dafi es energiewirtschaftlich einen erheblichen Unterschied bedeutet, ob die grofiten Nieder

schlagsmengen in den Hohen der Gebirge oder aber an deren unteren Hangen fallen.

Aufierdem kann auf die kulturgeographisch aufierordentlich wichtigen Folgen aufmerksam ge macht werden, welche in den ozeanischen Suhtro

pen (sog. Mediterranklima) mit dem dominieren den Einflufi des aufiertropisch-advektiven Witte

rungsgeschehens wahrend der winterlichen Jahres zeit und der daraus resultierenden durchgehenden Niederschlagszunahme bis zur Gipf elhohe der Ge

birge verbunden ist. Eine Verteilung von der Art des tropisch-konvektiven Typs wiirde nicht das Wasserreservoir garantieren, welches zum Ausbau

und zum Unterhalt der subtropischen Bewasse rungskulturen notwendig war bzw. ist.

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13) Dr. Fittkau von der Hydrobiologischen Anstalt der Max-Planck-Gesellschaft hat nach seinen Gelandeerfahrun

gen ohne Kenntnis der hier dargelegten Zusammenhange anlafilich eines Kolloquiums in Freiburg die Auffassung ver treten, dafi die Weifiwasserfliisse Amazoniens ihre Schweb stoff-Fracht erst am Fufi der Anden aufnehmen. Sioli teilt

die Ansicht (mundliche Mitteilung).

14 Erdkunde Band XIX

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DAS NEUE DELTA DES RIO SINU AN DER KARIBISCHEN KUSTE KOLUMBIENS

Geographische Interpretation und kartographische Auswertung von Luftbildern Mit 1 Abbildung, 3 Bildern und 3 Beilagen

Carl Troll und Ernst Schmidt-Kraepelin

unter Mitwirkung von Ernesto Guhl

Summary: The new delta of the Rio Sinu on the Carib bean coast of Columbia. The geographic interpretation and cartographic elaboration of aerial photographs.

In 1942?43 an important change took place in the outlet region of the Rio Sinu which affected the geographical situation, the topography and hydrography and in conse quence also the economy. Until then, after approaching the open sea near Tinajones in a meandering course to within a few hundred yards, the river turned eastwards behind the beach ridge and, forming a delta, discharged into the Bahia de Cispata. Natural indentations of the silt righ delta distributaries facilitated extensive rice cultivation by peasants. The Cispata distributary was suitable for steam

ship navigation from Cartagena de las Indias to Lorica and Montena on the middle Sinu.

In 1942?43 the Sinu breached the beach ridge at Tina jones and the "Boca de Tinajones" was formed; since then the river has been building up a new delta on this straight coastline while simultaneously the supply of fresh water to the distributaries of the abandoned delta was so much reduc ed that saltwater penetrated upstream and ruined the rice fields. In addition the Cispata distributary ceased to be navigable and navigation in the new delta is quite impos

sible owing to sand bars.

The situation prior to the catastrophe is known through a journey made by C. Troll in 1929 and through air photo graphs of SCADTA taken in the 1920s and in 1938. Infor mation for the time after the breach is based on air photo

graphs of the years 1945, 1948 and 1957, and further on oral reports and some documents, both of which the authors are grateful to have received through Herr E. Guhl

(Bogota).

The result of the evaluation of this material is that the breach was aided by human interference with the natural drainage conditions. Already at Tinajones the Sinu used

to be an elevated river confined within levees ("bancos").

As early as 1929 small parallel canals which had been dug for irrigation of pastures and drainage after floods existed at the critical spot. They helped the Sinu to leave its bed.

Furthermore at the double meander at Tinajones the river was shortened by cutting a canal across in the hope thus to increase the water supply to the rice growing area and to improve navigation.

However, the increased current below the cutting result ed in a congestion of water in the river bed which in turn led to the lateral breach of the Sinu directly to the open sea. Today this change of course is irreversible. The carto

graphic evaluation of the air photographs carried out by E. Schmidt-Kraepelin made it possible to ascertain the change of the river bed and growth of the new delta in greater detail. In 1957, ile. 14?15 years after the new delta began to be built up it had an area of 693 ha (1,712 acres).

In the years 1945-57 its daily increase rate was 1,565 sq. m.

(16,845 sq. ft.).

/. Der Rio Sinu und die Veranderung seines Mundungsbereiches in den letzten 35 Jahren

(C. Troll)

Die Cordillera Occidental im nordwestlichen Kolumbien, zwischen den grofien tektonischen

Langssenken der Atrato-Niederung und des Cauca-Tales gelegen, spaltet sich vom Alto de Paramillo (3960 m) bei etwa 7?n. Br. gegen die Kiiste des Karibischen Meeres in mehrere Virga

tionsaste auf, die in der Hauptsache von tertiaren Kalken und Sandsteinen aufgebaut sind (?Virga

cion bolivariense" nach E. Hubach 1928, vgl. auch C. Troll 1930). In der Langssenke zwischen der Serrania de Abibe und der Serrania de las Palo mas im Westen und der Serrania de San Jeronimo

im Osten entwickelt sich vom Alto de Paramillo an nordwarts das Stromsystem des Rio Sinu. Der Flufi tritt nach seinem von Talengen und Strom schnellen beherrschten Oberlauf bei Tai oberhalb Tierra Alta in die Alluvialebene seines Mittel

laufes ein, die er als stark maandrierender Flufi in einem einheitlichen Bett bis unterhalb Monteria durchmifit. Auf Grund des Feuchtsavannenklimas mit etwa 1200 mm Jahresniederschlag und einer

passatischen Trockenzeit in den Wintermonaten Januar bis Marz sind die Wasserstandsschwankun gen grofi. Der Strom ist bereits hier von Uber

schwemmungssavannen begleitet, in denen sich standig oder zeitweise wasserfiihrende Seen, sog.