RHEINISCHE-FRIEDRICH-WILHELMS-UNIVERSITÄT BONN

METEOROLOGISCHES INSTITUT

Bachelorarbeit in Meteorologie

Ein lokales Windsystem:Die Bora

Verfasser: Andreas Würtz

Betreuer: Prof. Dr. Andreas Bott

Abgabedatum: 30. September 2010

Ich versichere, dass ich diese Bachelorarbeit selbständig verfasst und nur die angegebenen Quel-len und Hilfsmittel verwendet, sowie die Zitate kenntlich gemacht habe.

Bonn, den 30. September 2010

. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .(Unterschrift des Verfassers)

Zusammenfassung

Diese Bachelorarbeit beschreibt die theoretischen Hintergründe zur Entstehung einer Bora. Um dieseTheorie verifizieren zu können, wird anschließend eine Analyse eines Bora-Ereignisses vom 9. bis 10.März 2010, mit Hilfe von Daten des Deutschen Wetterdienstes (DWD), durchgeführt. Diese Analysekonzentriert sich auf die synoptischen und physikalischen Eigenschaften der Bora.Ein weiterer Themenschwerpunkt im Zusammenhang mit der Entstehung ist die Gebirgsüberströmungdurch Gebirgseinschnitte. Dabei wird die Strömungsdynamik und die Entstehung der heftigen Windedurch ein hydraulisches Konzeptmodell erklärt. Desweiteren wird eine Typenunterscheidung, basierendauf synoptischen Gegebenheiten, durchgeführt. Neben der horizontalen wird auch die vertikale Struk-tur der Bora beschrieben, was folglich eine detaillierte dreidimensionale Beschreibung ermöglicht. Imletzten Teil der Arbeit werden mit, aus DWD- Analysedaten erzeugten, Plots einzelne relevante Größenbetrachtet, welche die theoretischen Überlegungen unterstützen sollen.

Abstract

This bachelor thesis describes the theoretical background, which are important for the origin of bora.After this you will find a graphical analysis of a bora event from March 9th to March 10th 2010, toverify the theory. The main topic is a description of the synoptical and physical characteristics. One ofthe central subjects in this bachelor thesis is the fast flow through mountain gaps. A hydraulic conceptualmodel explains the dynamics and formation of the severe bora winds. Beyond that there are two differenttypes of bora, based on different synoptic conditions, which will be described. One other important aspectin this bachelor thesis is to analyze the vertical structure of the bora layer. In the last section you will finda detailed analysis of the bora event from March 2010, which supports the theoretical considerations.

Inhaltsverzeichnis

1 Einleitung 1

2 Definition von Fallwinden 3

3 Theorie der Entstehung der Bora-Winde 53.1 Definition und Eigenschaften der Bora . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 53.2 Synoptische Betrachtung der Bora . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 73.3 Vergleich von Bora und Föhn . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 93.4 Die dreidimensionale Struktur der Bora . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 113.5 Hydraulisches Konzeptmodell . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 153.6 Erklärung der Bora durch zwei physikalische Prozesse . . . . . . . . . . . . . . . . . . 163.7 Leeseitige Phänomene durch Gebirgsüberströmungen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 17

4 Fallbeispiel: Bora-Ereignis vom 09.03 bis 10.03.2010 204.1 Beschreibung des Bora-Ereignisses in der Presse . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 204.2 Großwetterlage und Bodendruck . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 214.3 Temperatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 254.4 Feuchte . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 284.5 Niederschlag und Wolkenbedeckung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 304.6 Windrichtung und Windgeschwindigkeit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 334.7 Zwischenfazit der Ergebnisse . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 36

5 Zusammenfassung 37

Abbildungsverzeichnis 39

Literaturverzeichnis 41

1 Einleitung

Der Wind, eine gerichtete Luftbewegung in der Atmosphäre, ist eine der wichtigsten Größen in der Me-teorologie. Dieser findet in seiner Stärke und Richtung Verwendung in Wettermodellen, sowie bei derBerechnung anderer meteorologischer Größen. Somit ist es von großer Bedeutung sich mit der Entste-hung und des Verlaufs des Windes zu beschäftigen. Neben den großen Windsystemen, die in die at-mosphärische Zirkulation eingebunden sind, gibt es eine Vielzahl von regionalen Windsystemen. Diesestellen für das Gebiet charakteristische Luftströmungen dar, welche örtlich begrenzt entstehen oder anspezielle Bedingungen gebunden sind.Durch ihr Auftreten bzw. ihre Häufigkeit können sie regional das Klima modifizieren. Hervorgerufenwerden diese regionalen Winde durch die lokale Orographie (z.B. Gebirge), aber auch durch unter-schiedliche thermische oder jahreszeitliche Einflüsse. In der Geschichte kam es dann zur Benennungdieser lokalen Winde durch die dort lebenden Menschen. Insgesamt gibt es weltweit über 600 nament-lich erwähnte lokale Windsysteme. Obwohl sie sich in ihrer Entstehung gleichen, können sie aufgrundihres Auftretens in den verschiedensten Regionen der Welt landessprachlich unterschiedlich benannt sein(vgl. NEUPER, 2010 o.S.).Im weiteren Verlauf dieser Bachelorarbeit konzentriert sich die Betrachtung auf das regionale Windsys-tem in Kroatien, die Bora (Abb.1). Dieser starke, böige Wind verursacht jedes Jahr enorme Sachschäden,beeinflusst die Vegetation und das Klima und legt ganze Teile der Infrastruktur lahm. Dies zeigt die Rele-vanz der Erforschung der Bora und daraus resultierend die Vorhersage bzw. Warnung eines zukünftigenBora-Events. Sowohl für die dort lebenden Menschen, als auch für die Wirtschaft hat dies höchste Prio-rität. In der Vergangenheit haben sich zahlreiche Wissenschaftler mit diesem Thema beschäftigt.Erstmals wurde dieses Phänomen 1866 vom österreichischen Meteorologen PRETTNER untersucht.Zum heutigen Zeitpunkt kann die Entstehung der Bora als „gut erforscht“ beschrieben und mit physika-lischen und meteorologischen Grundlagen erklärt werden. Ein immer noch präsenter Forschungsschwer-punkt bleibt die Modellierung in den Wettermodellen und die Verbesserung der Vorhersagbarkeit.

Abbildung 1: Windsysteme im Mittelmeerraum (Quelle: WALTER, 2010, o.S.)

1

In der vorliegenden Arbeit, gegliedert in vier Teile, soll das lokale Windsystem „Bora“ betrachtet wer-den. Nachdem im ersten Abschnitt dieser Arbeit eine kurze allgemeine Einführung in die Theorie derFallwinde gegeben wird, erläutert Teil zwei die relevanten theoretischen Grundlagen der Bora. Dieseumfassen die Definition und die Eigenschaften der Bora, sowie eine synoptische Betrachtung. Fernererfolgt ein Vergleich zum Föhnwind. Ein weiterer wichtiger Punkt in diesem theoretischen Teil ist dieUntersuchung der dreidimensionalen Struktur, welche die Nachvollziehbarkeit der anschließenden physi-kalischen Erklärungsprozesse deutlich verbessern soll. Abschließend widmet sich Teil zwei mit leeseitigbeobachteten Strömungsphänomenen.Im dritten Teil werden die Ergebnisse der Datenerhebung, welche im Rahmen des Fallbeispiels vom09.03. bis 10.03.2010 durchgeführt wurde, vorgestellt. Dabei wird zunächst ein Bora-Ereignis aus die-sem Jahr, mit Hilfe von DWD-Messdaten, analysiert. Konkret wird die zeitliche Entwicklung dargestelltund anschließend mit der Theorie verglichen. Folgend soll daraus eine eindeutige Einordnung als zyklo-nale oder antizyklonale Bora erfolgen.Der vierte Teil schließt mit einer Zusammenfassung der vorgestellten Ergebnisse diese Bachelorarbeitab.

2

2 Definition von Fallwinden

Fallwinde, aus dem griechischen von „katabaino“ abgeleitet „herunterfließen“, werden in der Meteorolo-gie als katabatische Winde bezeichnet. Diese Winde wehen von höher gelegenen Ebenen in den Bergen,Plateaus oder Hügeln hangabwärts in Richtung Tal oder tiefer gelegene Ebenen. Solche katabatischenWinde findet man in vielen Teilen der Welt, wobei man zwischen zwei grundlegenden Typen unterschei-det.Dies sind zum Einen die warmen, trockenen katabatischen Winde, welche auf der Lee-Seite eines Ge-birges auftreten und durch ihre starke adiabatische Erwärmung als relativ warme Winde in Erscheinungtreten (Föhn). Zum Anderen gibt es die Kategorie der kalten, meist trockenen, katabatischen Winde. Zudieser Gruppe werden unter anderem der Santa Ana Wind, sowie der in dieser Bachelorarbeit zentralbehandelte Borawind gezählt. Diese Fallwinde sind ein Resultat aus kalten Luftmassen, die aufgrundihrer hohen Dichte und der Gravitationskraft, bergabwärts strömen. Dabei kann es durch Tunneleffektezu einer nennenswerten Verstärkung der Windgeschwindigkeit kommen.Das Analogon zum katabatischen Wind stellt der anabatische Wind dar. Zu dieser Art von Winden zähltz.B. der Bergwind im Berg-Tal-Windsystem, der durch Unterschiede in der thermischen Ausstrahlungvon Berg und Tal in der Nacht entsteht. Abbildung 2 veranschaulicht noch einmal detailliert die Entste-hung und Wirkung eines kalten katabatischen Windes in der Antarktis (vgl. RÖMER, 2010, o.S.).

Abbildung 2: Entstehung und Wirkung der katabatischen Winde in der Antarktis (Quelle: GROBE,2007, o.S.)

Die Orographie der Antarktis besteht aus dem Inlandeis bzw. Gletscher mit einer maximalen Höhe von4776m ü. NN. und einer abfallenden Eisschicht zum Ozean (Schelfeis). Desweiteren finden wir zweiverschiedene Luftmassen vor. Eine kalte Luftmasse direkt über der Eisfläche und eine etwas wärmere

3

Luftmasse über dem Ozean. Folglich entsteht über der Eisfläche ein Kältehoch, da die in Bodennähe ab-gekühlten Luftmassen, durch ihre hohe Dichte einen höheren Druck auf den Boden ausüben. Über demvergleichsweise wärmeren Ozean entsteht ein Bodentief. Unter der Einwirkung der Gravitation und einerDruckausgleichsströmung mit den wärmeren Luftmassen kommt es zur Entstehung der kalten katabati-schen Fallwinde. Diese Winde sind eine Voraussetzung für die Bildung von antarktischem Meereis. Siespielen eine wichtige Rolle bei der Entstehung von Öffnungen im Meereis (sog. Polynjas), (vgl. RÖMER,2010, o.S.).

4

3 Theorie der Entstehung der Bora-Winde

3.1 Definition und Eigenschaften der Bora

Die Bora (griech. von Boréas „der Nördliche“) zählt zu den kalten katabatischen Winden, die regio-nal begrenzt auftreten. Sie verkörpert einen kalten, sehr trockenen und böigen Wind. Dieser Wind trittmeist im Lee küstennaher Gebirgsketten auf, die eine Höhe von ca. 1000m ü. NN. nicht überschreiten.Betrachtet man nun die lokalen orographischen Gegebenheiten der Dinariden, so stellt man fest, dassdie benötigten Voraussetzungen für die Entstehung der Bora gegeben sind (vgl. ALPERS et al, 2009, S.1150ff.).Die nordwest-südöstliche Ausrichtung der Gebirgskette weist im Norden eine Höhe von ca. 1000m bis1500m ü. NN. und im Süden 1500m bis 2000m ü. NN. auf. Darüber hinaus liegen mehrere kleine Passhö-hen oder Schluchten (sog. Korridore ) vor, die unterhalb von 1000m ü. NN. liegen. Diese Einfallschnei-sen sind in Abbildung 3 mit den schwarzen Pfeilen dargestellt (aufgezählt von Norden nach Süden) (vgl.RAMPE, 2010, o.S.):

• Paß von Postojna zum Golf von Triest oder

• in den Golf von Rijeka und den Kvarner

• Paß zwischen Schneeberg und Kapella: zum Golf von Rijeka

• Einsenkung zwischen Kapella und Velebit: nach Senj

• Einsenkung zwischen Velebit und Dinarische Alpen: nach Sibenik oder

• in die Bucht zwischen Omis und Makarska (bei Split)

• durch das Neretva-Tal zur Halbinsel Peljesac und zur Insel Mljet.

Untersuchungen haben ergeben, dass die stärksten Bora-Ereignisse bei Berghöhen von rund 600m ent-stehen. In den dinarischen Alpen entlang der Adriaküste weht die Bora meist aus nordöstlicher Richtungund erreicht in Böen Windgeschwindigkeiten von über 220km/h. Die Bora tritt jedoch nicht nur in denDinariden in Erscheinung, sondern kommt auch an der Ostküste des Schwarzen Meeres bei Novoros-siyskaya vor (vgl. ALPERS et al, 2009, S. 1150ff.). In Washington (USA) westlich der Kaskadenkettewurden ebenso schon Bora-ähnliche Winde erforscht (vgl. REED, 1981, S. 2383ff).Das Auftreten der Bora beschränkt sich im Wesentlichen auf die Wintermonate, November bis März.Die Dauer und Intensität sind im Norden und Süden der Dinariden verschieden, d.h. mit der steigendenGebirgshöhe von Norden nach Süden, sind die Voraussetzungen im Norden eher von Vorteil und be-günstigen die Entstehung einer starken Bora. Dies führt hier zu einem erhöhten Aufkommen von Bora-Ereignissen (HORVATH et al, 2009, S. 946ff).Die durchschnittliche Dauer beträgt 12 Stunden bis 2 Tage und tritt im Winter mit einer Frequenz vonetwa 6 Tagen pro Monat auf, wobei diese Angaben in einigen Fällen nach oben oder unten abweichenkönnen (vgl. RÖMER, 2010, o.S.). Im Sommer ist es meist ein Tag oder weniger pro Monat, an dem dasPhänomen beobachtet wird. Abbildung 4 zeigt eine Grafik für die Häufigkeit der Bora in Triest und sollrepräsentativ für andere Boraereignisse stehen.

5

Abbildung 3: Relief des dinarischen Gebirges mit Markierung der Einfallschneisen (Quelle:REIMANN, 2007, o.S.)

Abbildung 4: Auftreten der Bora in einzelnen Monaten für Triest (Quelle: RAMPE, 2010, o.S.)

6

3.2 Synoptische Betrachtung der Bora

Die Entstehung der Bora beginnt mit dem Einfließen kalter polarer Luft durch einen Höhentrog in diewarmen subtropischen Breiten. In diesem Fall ist das Gebiet östlich der Adria von großer Bedeutung.Hier kommt es zu einer östlichen Anströmung der Dinariden, an deren Gebirgskette die Luft abgebremstund angestaut wird. Folglich kommt es zur Bildung eines coldpools, der mit kontinuierlichem Nachschuban kalten Luftmassen anwächst. Dieser erreicht dann seine maximale Höhe, wenn er auf die gleiche Hö-he mit den bereits erwähnten Passhöhen angewachsen ist. Daraus resultiert das Abfließen der Kaltluftdurch die Korridore in der Gebirgskette. Der Düseneffekt, hervorgerufen durch die Gebirgseinschnitte,beschleunigt die Luftmassen zusätzlich (vgl. ALPERS et al, 2009, S. 1151ff.).Im weiteren Verlauf sinkt die kalte Luft wegen ihrer hohen Dichte und der Erdanziehung auf der Lee-Seite des Gebirges abwärts, in Richtung der Adriaküste. Dort kommt es dann in den angrenzenden Re-gionen dieser Korridore zu starken böigen Winden. Warum sind nun diese Winde kalt?Die Luftmassen, welche auf der Luv-Seite des Gebirges herantransportiert werden, sind im Vergleichzur warmen mediterranen Meeresluft relativ kalt. Beim Absinken der Luftmassen im Lee kommt es je-doch zu einer kaum erkennbaren Erwärmung durch adiabatische Prozesse, da die Höhe, aus denen dieLuftmassen zu Boden sinken, sehr gering ist (vgl. Föhn). Verstärkt wird das Kälteempfinden dieser Luft-massen durch den böigen Charakter der Bora (vgl. ALPERS et al, 2009, S. 1150ff.).Ein weiterer wichtiger Aspekt bei der Entstehung der Bora, stellt die großräumige Druckverteilung dar.Hier kann zwischen zwei speziellen Typen der Bora unterschieden werden. Grundlegend ist erst einmalfestzuhalten, dass sich im Luv des Gebirges ein Hochdruckgebiet bilden muss. Um nun eine Ausgleich-strömung in östlicher Richtung über die Dinariden zu erhalten, muss sich maßgeblich im Lee ein Tief be-finden. Die Unterteilung der Bora erfolgt durch die Typisierung in eine „schwarze Bora“ und eine „weißeBora“, basierend auf der genauen Lokalisierung der Tief- und Hochdruckgebiete, sowie die durch diesehervorgerufenen Wettererscheinungen (vgl. HORVATH et al, 2009, S. 947ff; RÖMER, 2010, o.S.).Vorerst ist die „schwarze Bora“, die auch zyklonale Bora genannt wird, Gegenstand der Betrachtung. Indiesem Fall befindet sich ein Hoch über West-, Zentral- oder Osteuropa. Gleichzeitig muss ein Tief überGenua (Genua-Tief), über dem Thyrrenischen Meer oder über dem Ionisches Meer liegen (Abb.5).Diese Tiefdrucksysteme erhöhen die Wahrscheinlichkeit auf Niederschläge oder Schnee. Verbunden sinddiese Erscheinungen mit tief hängenden Wolken und geringer Sichtweite. Diese Bedingungen sind je-doch deutlicher auf der offenen See zu beobachten und weniger in den Küstenregionen.Im Vergleich dazu, befindet sich bei der „weißen Bora“, oder auch antizyklonalen Bora, ein ausgedehntesHochdruckgebiet über Zentraleuropa. Das Tief, mit einem meist nicht eindeutig lokalisierbaren Zentrum,wird im südlichen Mittelmeerraum beobachtet (Abb.6). Die Wettererscheinungen sind im Lee trockenund mit guter Sicht verbunden. Auf der östlichen Gebirgsseite (Luv) und oberhalb der Gipfel sind deut-lich dicke Quellwolken zu erkennen, die durch Aufwärtsbewegungen entstehen und sich beim Absteigenim Lee wieder auflösen. Die hier entstehenden Winde sind im Norden der Adria am stärksten und verlie-ren südwärts ihre Intensität (vgl. HORVATH et al, 2009, S. 947ff; RÖMER, 2010, o.S.).Aufgrund der variierenden meridionalen Lage dieser Druckkonstellationen kommt es entweder im Nor-den oder im Süden zum stärksten Bora-Ereignis. Allgemein beginnt die Bora mit einer moderaten Wind-geschwindigkeit und gewinnt in wenigen Stunden mehr und mehr an Stärke.

7

Abbildung 5: Bodendruckverteilung bei einer zyklonalen Bora am 14.02.2005 (Quelle: BEHRENDT,MAHLKE, 2010, o.S.)

Abbildung 6: Bodendruckverteilung bei einer antizyklonalen Bora am 24.01.2006 (Quelle:BEHRENDT, MAHLKE, 2010, o.S.)

8

3.3 Vergleich von Bora und Föhn

Die Bora, sowie der Föhn zählen zu den katabatischen Winden oder oft nur Fallwinde genannt. In ih-rer grundlegenden Dynamik, d.h. dem Aufsteigen von Luftmassen vor dem Gebirge und dem Absinkendahinter, sind beide Winde gleich. Die Annahme, dass beide Phänomene ein und dasselbe Ereignis dar-stellen und sich nur durch eine andere Namensgebung unterscheiden, wird im Folgenden widerlegt. DerFöhn ist ein weltweites Phänomen, dass an hohen Gebirgen immer wieder beobachtet werden kann. InEuropa sind die bekanntesten Gegenden die Alpen und die Pyrenäen.Bei der Suche nach Gemeinsamkeiten von Föhn und Bora, ist das Auftreten beider Phänomene in re-lativ beschränkten Regionen im Lee von Gebirgen auffällig. Desweiteren entstehen beide Winde auseiner Windströmung, die auf einem gebirgsübergreifenden horizontalen Druckgradienten beruht. Da dieLuftmassen durch das Gebirge blockiert werden, müssen sie das Gebirge um- oder überströmen. Bei derÜberströmung werden die Luftmassen zum Aufsteigen gezwungen. Durch das Kondensieren der immerkühler werdenden Luft, kommt es oberhalb des Gebirges zur Bildung einer markanten Wolkenwand.Dieses Ereignis wird bei beiden Phänomenen beobachtet, wobei die Ausprägung dieser Wolkenwand beider Bora wesentlich geringer ausfällt. Betrachtet man den physikalischen Hintergrund, so können beideEreignisse mit einer hydrologischen-hydraulischen Theorie beschrieben werden. Diese Theorie wird inKapitel 3.5 und 3.6 näher erläutert (vgl. HÄCKEL, 2005, S. 92ff).Bei der differierenden Betrachtung von Föhn und Bora ist das Verhalten der Luftmasse beim Föhn si-gnifikant. Dieser erfährt bei seiner Aufstiegsbewegung über ein Gebirge von mehr als 2000m zuerst einetrockenadiabatische (1°C/100m) und anschließend eine feuchtadiabatische (0,6°C/100m) Abkühlung.Der eben beschriebene Prozess endet dann häufig in einem Steigungsregen, in dem der größte Anteil anWolkenwasser herausfällt. Die so entstehende trockene Luft beginnt auf der anderen Seite des Kammshangabwärts zu sinken. Die trockenadiabatische Temperaturzunahme von 1°C/100m führt dann zu ei-ner schnelleren Erwärmung der absinkenden Luftmassen. Im Tal kommen diese als ein recht warmerund trockener Wind an. In Abbildung 7 wird dieser Prozess noch einmal schematisch visualisiert (vgl.KRAUS, 2004, S. 176ff).Nun wird diese Vorgehensweise auf die orographischen Gegebenheiten, die für die Entstehung der Bo-ra notwendig sind, angewendet. Entscheidend hierbei ist die deutlich geringere Berghöhe, die für dieweiteren Berechnungen als Basiswert angenommen wird. Ausgehend von einer Berghöhe von ca. 700m,welche die Luftmassen überströmen sollen, kühlen diese um 1°C/100m ab. Bei Erreichen der Bergspitzebesitzen sie jedoch noch nicht ihr Kondensationsniveau. Das Ausregnen, sowie die feuchtadiabatischeAbkühlung der Luftmassen bleibt aus und sie erreichen nach dem Absinkvorgang mit einer geringen tro-ckenadiabatischen Temperaturzunahme die gleiche Ausgangstemperatur, wie vor dem Aufstieg (Abb.8)(vgl. ALPERS et al, 2009, S. 1150ff.).Ferner ist die Betrachtung der Dauer beider Ereignisse interessant. Bei der Bora liegt sie durchschnittlichim Stunden-Bereich oder bei wenigen Tagen. Vergleicht man dagegen den Föhn in seiner aktiven Zeit, imFrühjahr und Herbst, tritt dieser sehr häufig und dann über mehrere Tage hinweg auf. Folglich kann hierkein klarer Vergleich durchgeführt werden. Die Bora hat ihr bevorzugtes Auftreten in Küstenregionen,sei es an der Adria oder am Schwarzen Meer, wo sie Einfluss auf die Meeresdynamik ausüben kann. DieAuswirkungen des Föhns sind überwiegend auf die kontinentalen Bereiche begrenzt (vgl. GRISOGONOet al, 2009, S. 12f).

9

Abbildung 7: Schema der Thermodynamische Föhntheorie (Quelle: HEIN, 2005, o.S.)

Abbildung 8: Schema für Berechnung der Temperatur im Lee nach Thermodynamischer Föhntheorie(Quelle: eigene Darstellung, 2010)

10

3.4 Die dreidimensionale Struktur der Bora

Im Rahmen von ALPine EXPeriment (ALPEX) wurde die Bora erstmalig mit Hilfe von Flugzeugenvermessen. Hierbei konnte auch die dreidimensionale Struktur der Bora untersucht werden. Die folgen-de Ausführung beschränkt sich auf die Analysen der Messungen einer zyklonalen Bora am 07.03.1982,welche in Abbildung 9 bis 12 veranschaulicht werden.In Abbildung 9 sind über Karlovac und Zagreb Windstärke und Richtung eingezeichnet, die mit Hilfevon Radiosondenmessungen ermittelt wurden. Diese zeigen eine Nord- bzw. Nordostströmung innerhalbeiner flachen Schicht von etwa 1000m. Diese Schicht wird, wie in Abbildung 10 zu sehen, nach oben voneiner Inversionsschicht begrenzt. Zu erkennen ist dies an den kleiner werdenden Isentropenabständen derpotentiellen Temperatur zwischen 1800m und 2000m. Diese Inversionsschicht ist in Abbildung 9 mit dergestrichelten Linie gekennzeichnet. Sie trennt dabei die bodennahe Boraströmung von der niedertropo-sphärischen Strömung und macht diese somit unabhängig voneinander, d.h. sie erfährt keine Störungendurch die Boraschicht (vgl. SMITH, 1987, S. 272ff).In Abbildung 9 ist oberhalb der Inversionsschicht eine südöstliche Strömung festzustellen. Diese Strö-mung ist senkrecht zur Boraströmung gerichtet und stellt ein typisches Merkmal einer zyklonalen Boradar. Im Vergleich dazu, herrscht bei einer antizyklonalen Bora eine entgegengesetzte Strömung oberhalbder Inversionsschicht.In Abbildung 10 wird ein deutliches leeseitiges Absinken der Isentropen des unteren Teils der Inversi-onsschicht beobachtet. Das Absinken beträgt oberhalb der Insel Rab ungefähr 1000m. Die Isentropen imoberen Teil der Inversion behalten ihre Höhe überwiegend bei. Im Gebiet zwischen der konstant blei-benden und der abgesunkenen Isentropen entsteht ein sog. „Totluftbereich“ mit geringen horizontalenWindgeschwindigkeiten und niedriger Stabilität. Desweiteren findet oberhalb des Gebirges, dort wo dievertikale Schichtung instabil wird (dθ/dz < 0), eine starke Durchmischung statt (HOINKA, 1992, S.10f).In Abbildung 11 ist im wolkenfreien Gebiet eine beachtliche Vertikalbewegung festzustellen. Diesekann in zwei Bereiche, das Absinken (w ≈ −2m/s) unterhalb von 3000m über Senj und das Aufstei-gen (w ≈ 3m/s) südwestlich von Senj, aufgeteilt werden. Darüber hinaus ist ein wolkenfreier Streifen,der sich im Bereich mit Taupunktsdifferenzen von größer als 3K befindet, zu beobachten. Hier kommt esdurch das leeseitige Absinken im Küstenbereich zur Wolkenauflösung.In Abbildung 12 ist ein deutliches Turbulenzfeld zu sehen, dass sich auf das wolkenfreie Gebiet leeseitig,nahe des Gebirges, beschränkt. Dieses Gebiet weist etwa eine Breite von 20km und einer Tiefe von 4kmauf. Dort wurden Maximalwerte von σ2

w ≈ 15m2/s2 in der unteren Schicht gemessen. Diese Turbulen-zen markieren das Ende der abgesunkenen Inversionsschicht. Im Fall der antizyklonalen Bora sieht diedreidimensionale Struktur nahezu identisch aus (vgl. SMITH, 1987, S. 272ff).

11

Abbildung 9: Zyklonale Bora vom 07.03.1982: vertikales Windprofil des Horizontalwindes (Quelle:Smith, 1982, S. 276)

Abbildung 10: Zyklonale Bora vom 07.03.1982: Querschnitt der pot. Temperatur (Quelle: Smith, 1982,S. 276)

12

Abbildung 11: Zyklonale Bora vom 07.03.1982: Querschnitt von Taupunkt und vertikalerGeschwindigkeit (Quelle: Smith, 1982, S. 277)

Abbildung 12: Zyklonale Bora vom 07.03.1982: Profil der Turbulenz (Quelle: Smith, 1982, S. 277)

13

In Abbildung 13 ist noch einmal zusammenfassend die komplette Borastruktur dargestellt, die durchALPEX noch detaillierter beschrieben werden kann. Hier kommt es bereits vor dem Gebirge, am Fußdes luvseitigen Gebirgsanstiegs bei Karlovac zu einer Beschleunigung der Luftmassen. Diese Beschleu-nigung wird durch einen hydrostatisch erzeugten Druckgradienten, auf Grund luvseitigem Absinken derIsentropen, erzeugt. Zusätzlich spaltet sich die Inversionsschicht über dem Gebirge in zwei Teile auf.Der obere Teil behält seine ursprüngliche Höhe bei, wobei der untere Teil im Lee in Richtung Bodenabsinkt. Zwischen den beiden Bereichen entsteht ein „Totluftbereich“ mit geringen horizontalen Wind-geschwindigkeiten und niedriger Stabilität. Die Beschleunigung der kalten Luft vollzieht sich unterhalbder abgesunkenen Inversionsschicht. Am Rand dieser Inversion treten starke Windscherungen auf, diedann Kelvin-Helmholtz-Wellen hervorrufen, welche anschließend in starke Turbulenz übergehen. Somitergibt sich leeseitig des Gebirges stets eine schmale Zone mit kräftiger, räumlich inhomogener Turbu-lenz. Oberhalb der Inversion weht je nach Art der Bora ein Wind senkrecht zur Bora (zyklonal) oderentgegengesetzt zur Bora (antizyklonal) (vgl. HOINKA, 1992, S. 10ff).

Abbildung 13: Schematische Darstellung der Borastruktur (Quelle: HOINKA, 1992, S. 13)

14

3.5 Hydraulisches Konzeptmodell

Bei einer Anströmung von Luft auf ein Gebirge ist dessen Verhalten von drei Parametern abhängig:Die statische Stabilität, ausgedrückt durch die Brunt-Väisälä Frequenz N, die Gebirgshöhe H und dieWindgeschwindigkeit U quer zum Gebirge. Die drei genannten Parameter werden in der Größe „in-verse Froudezahl“ zusammengefasst, welche sich in einer dimensionslose Gebirgshöhe ausdrückt(vgl.SCHÄR, 2002, S. 29ff).

1Fr

=NHU

(1)

Diese Größe ist bei Gebirgsüberströmungen von großer Bedeutung. Sie erlaubt die Einordnung in eineGebirgsüber- oder umströmung der Luft. Für niedrige Werte zeigen die Untersuchungen, unter Berück-sichtigung der Variation der Einzelgrößen, eine Luftüberströmung der Gebirge. Dieses Ergebnis wirdunter der Voraussetzung eines niedrigen Gebirges, geringer Stabilität und/oder hohen Windgeschwin-digkeiten erzielt. Bei einer hohen dimensionslosen Gebirgshöhe strömt die Luft um das Gebirge herum.Betrachtet man z.B. die Dinariden, so ist es auch möglich, dass die Luft über Einschnitte im Gebirge unddamit „durch“ das Gebirge fließt, obwohl es bei dem Gebirge als Ganzes gesehen zu einer Umströmungkommen müsste (SMITH, 1987, S. 293ff).Die hydraulische Theorie stellt einen integralen, nichtlinearen Ansatz dar. Hierbei wird die Atmosphä-re vertikal in homogene inkompressible Schichten (mit konstanter potentiellen Temperatur) eingeteilt.Diese Schichten sind durch stabile Grenzflächen, d.h. Zunahme der potentiellen Temperatur, getrennt(vgl. GOHM, 2006, S. 12f). Entlang diesen Grenzflächen zwischen den Schichten können sich interneSchwerewellen mit der Phasengeschwindigkeit

c =

√hg

∆θ

θ0(2)

ausbreiten. Gemäß der aufgeführten Gleichung, wird die Welle umso schneller, je größer die Schichtdi-cke h und je stärker der potentielle Temperatursprung ∆θ am Oberrand der Schicht ist. Auslöser dieserSchwerewellen sind hauptsächlich Unebenheiten im Gelände, die eine Verformung der Schicht bewir-ken.Relevant ist auch die Betrachtung der Schwerewelle bei unterschiedlicher Geschwindigkeit von Strö-mung und Phase. Bei einem „unterkritischen“ Fall, die Phasengeschwindigkeit ist größer als die Strö-mungsgeschwindigkeit der Schicht, kann sich die Schwerewelle auch stromaufwärts ausbreiten und dieStrömung von der weiter stromabwärts liegenden Störung beeinflussen. Im umgekehrten Fall, also bei ei-ner größeren Strömungsgeschwindigkeit und kleinen Phasengeschwindigkeit, kann sich keine Störungs-information mehr stromaufwärts ausbreiten. Einen derartigen Fall nennt man dann „überkritisch“. BeimÜbergang von einer unterkritischen zu einer überkritischen Strömung muss aus Massenerhaltungsgrün-den die Schicht dünner werden. Die Position, an der die Phasengeschwindigkeit gleich der Strömungs-geschwindigkeit ist („kritischer“ Zustand), befindet sich im Gebirge meist an Pässen. Dort wird auch dieStrömung kontrolliert, indem die Menge an durchströmender Masse für eine gegebene Schichtdicke be-einflusst wird. Nachdem die Strömung den Pass oder Gebirgseinschnitt passiert hat, schießt sie leeseitigüberkritisch hinunter und wird dabei weiter beschleunigt und dünner.

15

Am Fuß des Gebirges kommt es zu einem abrupten und turbulenten Übergang, zurück in einen unter-kritischen Zustand. Ein solcher „hydraulischer Sprung“ bewirkt eine dicker und langsamer werdendeStrömung. Die Lokalisierung des Sprungs ist abhängig von den Luftmassen im Lee, den topographi-schen Eigenheiten und den Details der Strömung selbst (vgl. GOHM, 2006, S. 12f).Die exakte Anwendbarkeit des hydraulischen Konzepts ist nur für eine homogene fließende Schicht, d.h.sie ist neutral geschichtet, möglich. Ist die Strömung auf die Einschnitte beschränkt, indem sie in ihrervertikalen Erstreckung nicht über den Gebirgskamm hinaus reicht, funktioniert die hydraulische Theoriesehr gut (vgl. GOHM, 2006, S. 15).

3.6 Erklärung der Bora durch zwei physikalische Prozesse

Zwei physikalische Prozesse sind unabhängig voneinander für die Entstehung der Bora verantwortlich:Zum Einen wird das Umschlagen von Wellen unterhalb der mit der Bora auftretenden Inversion als Grundangenommen. Zum Anderen wird die hydraulische Theorie, für welche die Inversion eine notwendigeBedingung darstellt, als Erklärung herangezogen.Das Umschlagen von Wellen als Ursache für die starken Beschleunigungen der leeseitigen Strömungwurden an Hand numerischer Simulationen bewiesen (KLEMP und DURRAN, 1987, S. 215ff). DieSimulationen zeigen, dass sich das Gebiet, indem die Wellen brechen, unterhalb der Inversionsschichtbefindet und somit die Inversion bei der Entstehung der Winde zu vernachlässigen ist. Dies wird beikleinen vertikale Wellenlänge λ = 2πU/N erreicht, womit der Brechungsindex unterhalb der Inversionliegt. Solch eine Voraussetzung ist bei einer schwachen Anströmung erfüllt, bei der auch die kritischeGröße NH/U groß wird. Dabei wird das ausreichende Anwachsen der Amplitude erreicht, um diesedanach wieder brechen zu lassen. Einige Untersuchungen haben ein mögliches Brechen der Wellen beiStrömungen von NH/U >0.85 ergeben (vgl. HOINKA, 1992, S. 11ff).Kommt es nun bei Bora-Ereignissen nicht zu brechenden Wellen, was meist bei starken Bora-Ereignissender Fall ist, muss die Boraschicht nach der hydraulischen Theorie beschleunigt werden. In diesem Fall istdie Inversion eine grundlegende Voraussetzung, da unterhalb dieser Schicht die Beschleunigung durchdas „Überschießen“ der Strömung stattfindet. Forschungen zur Beschreibung der Dynamik der Bora mitHilfe des hydraulischen Sprungs wurden bereits von PETTRE (1984) und SMITH (1987) betrieben.Hierbei spielt die Froudezahl F eine wichtige Rolle:

Fr =U

HN= ...=

Uc

mit c =

√hg

∆θ

θ0(3)

Ein hydraulischer Sprung ist nach der hydraulischen Theorie im Lee von Gebirgen dann zu erwarten,wenn die Froudezahl F stromaufwärts unterkritisch (F<1), über dem Gebirge kritisch (F ≈ 1) und imLee überkritisch (F>1) ist (Abb.13). Der Sprung bewirkt dann einen Übergang von einer kritischen zueiner unterkritischen Strömung (vgl. GOHM, 2006, S. 11ff; HOINKA, 1992, S. 11ff).Die Ergebnisse der Messungen, im Rahmen der ALPEX, für die Froudezahl F in Tabelle 1 belegen diebeschriebene Theorie.

16

Ort Größe WertLuvseite:Zagreb Froudezahl F 0.69

Leeseite:Pula Froudezahl F 1.53

Tabelle 1: Kennzahlen zum Bora-Ereignis am 07.03.1982 (Quelle: vgl. HOINKA, 1992, S. 13).

Schlussendlich wird deutlich, dass die bodennahe, schießende Strömung, erzeugt durch brechende Wel-len ähnlich der Strömung ist, die durch die hydraulische Theorie hervorgerufen wird. Jedoch muss beider Vorhersage zwischen beiden Theorien unterschieden werden, da für beide Prozesse unterschiedlicheGrößen maßgeblich sind.

3.7 Leeseitige Phänomene durch Gebirgsüberströmungen

Oft werden bei Gebirgsüberströmungen seltene, oft spektakulär aussehende Wolkenformationen ent-deckt. Daher stellt sich die Frage, wie und wann sie entstehen.Im Lee von Gebirgen entstehen durch Überströmung böige Gebirgswinde, wie Föhn oder Bora. Ein Ne-beneffekt dieser Überströmung ist meistens das Auftreten von Leewellen, Kelvin-Helmholtz-Wellen undRotoren. Diese entstehen jedoch nur in stabil geschichteter Atmosphäre. Die Wellenlängen der Leewel-len liegen meist in der Größenordnung von 1km bis 100km. Die Entstehung beruht auf einer vertikalenAuslenkung von Luftpartikeln, wobei die Auslenkung z.B. durch orographische Gegebenheiten ausgelöstwerden kann (Abb.14). Unterhalb dieser Leewellen kommt es häufig zeitgleich zur Bildung von Rotoren(Abb.15). Rotoren sind Wirbel mit horizontalen Rotationsachsen parallel zu einem Gebirgskamm. Siesind ein Phänomen, welches in der unteren Atmosphäre nur dann zu beobachten ist, wenn senkrecht zumHindernis eine ausreichend hohe Anströmgeschwindigkeit vorliegt.Eine Grundvoraussetzung bei der Entstehung der Wellen und Rotoren ist eine besondere vertikale Tei-lung der Atmosphäre. Diese Teilung besteht aus einer bodennahen, turbulenten Grenzschicht und eineroberhalb davon liegenden laminaren Schicht. Speziell für Leewellen ist sowohl die thermische Schich-tung der Atmosphäre, als auch die horizontale Windgeschwindigkeit U0 von großer Bedeutung. DieStärke der Rotoren ist jedoch sehr stark von der Bodenbeschaffenheit (Bodenrauigkeit) abhängig (vgl.GRISOGONO und BELUŠIC, 2009, S. 7f).Nach Untersuchungen von DOYLE und DURRAN (2002) über die Stärke von Rotoren für variieren-de Impuls- und Wärmeflüsse am Boden, ist die Mächtigkeit und Stärke der Rotoren mit zunehmendemImpulsfluss abnehmend. Eine Erhöhung des Wärmeflusses bewirkt eine Ausdehnung der vertikalen Er-streckung des Rotors mit gleichzeitigem Abnehmen der Stärke. Weitere Untersuchungen vonHERTENSTEIN und KUETTNER (2005) zeigen, dass die vertikale Scherung des Horizontalwindes ineiner Inversionsschicht die Bildung eines Rotors bestimmt.Die Kelvin-Helmholtz-Wellen entstehen durch eine Störung in der Scherschicht, die den Übergangsbe-reich zweier paralleler Strömungen mit unterschiedlicher Geschwindigkeit bilden.

17

Nach BERNOULLI kommt es dort zu leichten Druckgegensätzen, die destabilisierende Kräfte nach sichziehen. Ähnlich eines Flugzeugflügels, muss der untere Teil der Strömung, nahe der Oberfläche, dasGebirge schneller überströmen, als der Teil, der oberhalb der Gipfel über das Gebirge strömt. Folglichkommt es im Lee des Gebirges in Bodennähe, nahe der abgesunkenen Inversionsschicht, zu diesen Stö-rungen und Wellen. In den Abbildungen 16 bis 19 veranschaulichen die typische Wolkenformen der o.g.Phänomene (vgl. HOINKA, 1992, S. 4; Dörnbrack et al, 2006, S. 18ff).

Abbildung 14: Zwei Querschnitte senkrecht durch das Gebirge einer Boraströmung am 04.04.2002.Dargestellt sind Orographie, pot. Temperatur und Windgeschwindigkeit. (Quelle:GRISOGONO und BELUŠIC, 2009, S. 9)

Abbildung 15: Schematische Darstellung von Leewellen und Rotoren (Quelle: RAMPE, 2010, o.S.)

18

Abbildung 16: Kelvin-Helmholtz-Wellen über FortCollins (Colorado, USA) (Quelle:www.colocalders.com, 2008, o.S.)

Abbildung 17: Lenticularis Wolke: glatten, oberenRand und konkave Wolkenbasis(Quelle: www.lenticularis.net, 2010,o.S.)

Abbildung 18: NASA satellite image (MODIS):Leewellen über Amsterdam-Insel imIndischen Ozean (Quelle:PRZYBORSKI, REMER, 2005,o.S.) Abbildung 19: Envisat ASAR WSM image:

Leewellen-Bildung bei einemBora-Ereignis im Januar 2008(Quelle: ALPERS et al, 2009, S.1152)

19

4 Fallbeispiel: Bora-Ereignis vom 09.03 bis 10.03.2010

An Hand dieses Beispiels wird im folgenden Abschnitt versucht, die Theorie mit Hilfe der Praxis zubelegen. Die erstellten Plots resultieren aus Analyse-Daten des DWD. Das Bora-Ereignis begann am09.03.2010 und endete am 10.03.2010. Der Höhepunkt des Phänomens lag in der Nacht zum 10. März.

4.1 Beschreibung des Bora-Ereignisses in der Presse

Im Zeitraum vom 9. bis 10. März diesen Jahres, kam es in Kroatien bzw. Triest (Italien) und Koper (Slo-wenien) zu kräftigen Bora-Ereignissen. Das Zentrum der stärksten Winde befand sich im nördlichen Teilder Adriaküste. Eine Begleiterscheinung der Bora war ein erneuter Wintereinbruch mit starkem Schnee-fall. Medienberichten zu Folge, war das Ereignis mit örtlichen Windgeschwindigkeiten von 200km/hund hohen Sachschäden verbunden. Im folgenden sind zwei Berichte aus zwei österreichischen Zeitun-gen („Die Presse“ und „Die kleine Zeitung“) dargestellt, die über dieses Ereignis berichteten.

„Chaos auch in Kroatien und Slowenien (10.03.2010)[...] Winterstürme mit Schneefall, starkem Wind und heftigen Regenböen an der Küste haben am Mitt-woch in Kroatien für teilweise chaotische Zustände gesorgt. Zahlreiche Straßen waren unpassierbar,wodurch der Süden des Landes und manche Küstengebiete laut Medienberichten vom Landesinnerenpraktisch abgeschnitten waren.In der slowenischen Küstenregion Primorska erreichte der orkanartige Bora-Wind bis zu 150 km/h, eswurde die höchste Alarmstufe ausgerufen, da bis Donnerstag Spitzen bis zu 200 Stundenkilometer er-wartet wurden. In der kroatischen Hafenstadt Rijeka in der Kvarner Bucht wurde das Dach einer Schulevom Bora weggerissen. Der öffentliche Verkehr in der Stadt und Umgebung kam praktisch zum Erliegen.Seit Dienstagabend war der slowenische Hafen Koper für den Schiffsverkehr gesperrt. An der Adria-küste gab es bis zu drei Meter hohe Wellen. Auch einige Straßen, wie die Autobahn zwischen Koperund Ljubljana und die Schnellstraßenverbindung nach Nova Gorica, wurden wegen des Sturms gesperrt.Zahlreiche Schulen mussten geschlossen werden“ [...] (Quelle: Die Presse ).

„Wenn Sie können, bleiben Sie heute daheim (11.03.2010)[...] In Triest fegten Winterstürme mit bis zu 200 Stundenkilometern durch die Straßen. Wer sich nichtfesthielt, wurde von der Bora verweht.[...] Extreme Wetterbedingungen auch in Slowenien, wo bei der Sturmwarnung höchste Alarmstufe galt.An der Adriaküste gab es bis zu drei Meter hohe Wellen. Straßen wie die Autobahn zwischen Koperund Ljubljana und die Schnellstraßenverbindung nach Nova Gorica mussten wegen der Bora gesperrtwerden.Eisige orkanartige Böen mit Schneefall und Regenböen an der Küste brachten auch nach Kroatien dasChaos. Zahlreiche Straßen wurden unpassierbar. In Rijeka in der Kvarner Bucht wurde das Dach einerSchule vom Sturm weggerissen. Der öffentliche Verkehr in der Stadt und in der Umgebung kam zumErliegen. Allerdings gab es große Temperaturunterschiede: in Mittelkroatien Minus-Grade, an der dal-matinischen Küste sogar knappe zehn Grad plus“ [...] (Quelle: Die kleine Zeitung).

20

Aus den Schilderungen in der Presse wird das drastische Eingreifen der Bora ins Wettergeschehen undin die Infrastruktur ersichtlich. Extreme Wetterbedingungen wie Schneefall, Minusgrade und Sturmböenführen zu vorübergehenden Schließung von Straßen und Häfen. Darüber hinaus sind Schäden, wie z.B.abgedeckte Dächer, keine Einzelfälle.

4.2 Großwetterlage und Bodendruck

Die Großwetterlage am 9. März um 12 UTC zeigt einen langwelligen Trog über Zentral- und Osteuropaund einen Höhenrücken über Großbritannien (Abb.20). Die dazugehörige Bodendruckkarte um 12UTC(Abb.21) zeigt ein Tief westlich Italiens und ein ausgedehntes, starkes Hochdruckgebiet über Mittel- undOsteuropa. Mit dem Tief verbunden ist eine Warm- und eine nachfolgende Kaltfront.

Abbildung 20: Großwetterlage, 12UTC 09.03.2010 (Quelle: BEHRENDT, MAHLKE, 2010, o.S.)

21

Abbildung 21: Bodendruck, 12UTC 09.03.2010 (Quelle: BEHRENDT, MAHLKE, 2010, o.S.)

Bei der Betrachtung des Bodendrucks in einer größeren Auflösung um 12UTC (Abb.22) ist ein Tief-druckzentrum östlich von Sardinien mit einem Kerndruck von 995hPa zu erkennen. Östlich der Dinari-den bzw. über weite Teile Europas erstreckt sich, wie schon zuvor auf der Bodenkarte ersichtlich, einHoch mit einem Druck von etwa 1020hPa.Im Vergleich zu den Druckverhältnissen um 18UTC, d.h. sechs Stunden später (Abb.23), sind zwei offen-sichtliche Veränderungen festzustellen. Neben der Ausdehnung des Tiefs in seiner Fläche, bei gleichblei-bendem Druckniveau und Verschiebung nach Osten, hat sich das Hoch weiter nach Süden ausgedehnt.Dies wird unterstrichen durch die Druckerhöhung im nahen Luv. Der Zenit des größten Druckunterschie-des wird im Zeitraum zwischen 00UTC (Abb.24) und 03UTC (Abb. 25) erreicht. Bis zu diesem Zeitpunktbildet sich ein Tiefdruckzentrum mit einem Druck von etwa 1000hPa nahe der kroatischen Küste. Aufder Luvseite, in naher Umgebung des Gebirges liegt nun mit 1025hPa ein relativ hoher Druck vor.Um die Entstehung des Druckgradienten noch einaml deutlicher darzustellen, wird die Druckdifferenzin einem gesonderten Plot wiedergegeben (Abb.26). Dieser Plot stellt die Druckänderung im Zeitraumvon 12UTC bis 00UTC dar, wobei die sich bildenden Druckgegensätze östlich und westlich der Bergesichtbar werden. Interessant im Bezug auf die Zentren der Bora (Triest und Rijeka) ist der ungefähreWert der gebirgsübergreifenden Druckgradienten an diesen Orten. Mit Hilfe der Bodenkarte lässt sichschließlich ein ungefährer Wert für Rijeka von 20hPa/150km und für Triest von 15hPa/100km errechnen.Diese ersten Ergebnisse sind laut Theorie erste Voraussetzungen für die Entstehung einer Bora. Fernerdeutet die Lage von Hoch und Tief auf eine zyklonale Bora hin.

22

Abbildung 22: Bodendruck, 12UTC 09.03.2010 (Quelle: eigene Darstellung, 2010)

Abbildung 23: Bodendruck, 18UTC 09.03.2010 (Quelle: eigene Darstellung, 2010)

23

Abbildung 24: Bodendruck, 00UTC 10.03.2010 (Quelle: eigene Darstellung, 2010)

Abbildung 25: Bodendruck, 03UTC 10.03.2010 (Quelle: eigene Darstellung, 2010)

24

Abbildung 26: Bodendruckdifferenz im Zeitraum 12UTC - 00UTC bezogen auf den Druck um 12UTC(Quelle: eigene Darstellung, 2010)

4.3 Temperatur

Ein typisches Ereignis, im Blick auf die Temperaturverteilung, stellt das Herantransportieren von kühlerLuft polaren Ursprungs in die mediterranen Breiten dar. Die Großwetterlage am 09.03.2010 (Abb.20)zeigt einen langwelligen Trog, der sich von Portugal im Westen, über Tunesien im Süden bis zumSchwarzen Meer im Osten erstreckt. Dies ermöglicht der polaren Kaltluft die Chance, über diesen Trognach Süden und in den kroatischen Raum abzufließen.Mit Fokus auf den Raum rund um die Adria folgt nun eine Betrachtung des genaueren Temperatur-verlaufs. Der Theorie zu Folge müsste nun diese Kaltluft gegen die Dinariden strömen, wo sie dannabgebremst und angestaut wird. Nach der 850hPa Karte ist eine ununterbrochene luvseitige Nachfuhrvon kalter Höhenluft während des gesamten Tages sichtbar. Diese kalten Luftmassen verbleiben auf derLuvseite der Dinariden und breiten sich nicht über das Gebirge hinweg bzw. über die Adria aus. Diesbelegt die Bildung eines coldpools und ein Anstau von kühlen Luftmassen auf der Luvseite, Basis fürdie kalten Winde. Gleichzeitig wird durch das Tief über Italien milde Meeresluft aus dem Süden nachNorden advehiert. Dies trägt zusätzlich zur Verstärkung des Temperaturgradienten bei. Die Abbildungen27 bis 30 zeigen den zeitlichen Verlauf vom 9. März 12UTC bis 10. März 06UTC.

25

Abbildung 27: Temperatur 850hPa, 12UTC 09.03.10 (Quelle: eigene Darstellung, 2010)

Abbildung 28: Temperatur 850hPa, 18UTC 09.03.10 (Quelle: eigene Darstellung, 2010)

26

Abbildung 29: Temperatur 850hPa, 00UTC 10.03.10 (Quelle: eigene Darstellung, 2010)

Abbildung 30: Temperatur 850hPa, 06UTC 10.03.10 (Quelle: eigene Darstellung, 2010)

27

4.4 Feuchte

Ein weiterer Aspekt, den es zu belegen gilt, ist das leeseitige Absinken der Luft und die damit verbundeneWolkenauflösung und die Verringerung der Luftfeuchtigkeit im Vergleich zum Umfeld. Die Karten derrelativen Feuchtichkeit in 700hPa (Abb. 31-34) demonstrieren dieses Verhalten eindeutig. Ausgehendvon einem Analysebeginn um 12UTC, erkennt man ein Gebiet mit sehr hoher Luftfeuchtigkeit überItalien am linken unteren Rand der Karte. Ebenso ersichtlich ist eine hohe Feuchtigkeit über Kroatien,Slowenien und Bosnien/Herzegowina. Beide Bereiche werden durch ein über der Adria liegendes Gebietmit geringer relativer Feuchte getrennt. Ein Grund für diese hohen Feuchtewerte ist das Tief über Italien.Damit verbunden ist eine Warm- und Kaltfront und eine sich bildende Okklusionsfront, welche feuchteLuft und geringen Niederschlag herantransportiert. Zusätzlich kommt es auf der Luvseite zum Aufstei-gen der Luftmassen am südlichen höher reichenden Gebirge. Diese recht kühlen Luftmassen könnenwenig Wasser speichern und erreichen je nach Gebirgshöhe ihr Kondensationsniveau bis hin zu leichtenRegenfällen.Im weiteren Verlauf, d.h. 6, 12 und 18 Stunden später, nähert sich die in der Praxis beobachtete Ent-wicklung der theoretischen Annahme. Die Verlagerung des Tiefs über Italien in östlicher Richtung führtgleichzeitig zur Ausdehnung des hohen Feuchtigkeitsgebietes. Östlich der Dinariden treten während-dessen kaum Veränderungen auf. Signifikant ist der Bereich der Bora-Winde im Norden der Adria. DieUmgebung von Triest und Rijeka stechen deutlich mit einer relativen Feuchte von ungefähr 50-60% her-vor. Diese Feuchteverteilung besteht bis zum Ende der Bora am nächsten Morgen. Dies gibt einen erstenHinweis auf absinkende Luftmassen und eine geringe Wolkenbildung.

Abbildung 31: Relative Feuchte, 12UTC 09.03.10 (Quelle: eigene Darstellung, 2010)

28

Abbildung 32: Relative Feuchte, 18UTC 09.03.10 (Quelle: eigene Darstellung, 2010)

Abbildung 33: Relative Feuchte, 00UTC 10.03.10 (Quelle: eigene Darstellung, 2010)

29

Abbildung 34: Relative Feuchte, 06UTC 10.03.10 (Quelle: eigene Darstellung, 2010)

4.5 Niederschlag und Wolkenbedeckung

Der nächste zu untersuchende Aspekt ist der Niederschlag. Betrachtet man dazu die Niederschlagssum-men der jeweils letzten 6 Stunden ab 00UTC und 06UTC am 10.03.2010 (Abb.35/36), fällt in diesen 12Stunden der größte Teil des Niederschlags in den Gebieten mit nahezu 100% Luftfeuchtigkeit. Darunterfallen große Teile der Adria, Italien und das Festland östlich der Dinariden.In der Region, dort wo die Bora auftritt, fällt dagegen sehr wenig Niederschlag. Im Luv des südlichenTeils der Dinariden, mit der deutlich größeren vertikalen Erstreckung, werden wesentlich höhere Nie-derschlagssummen erfasst. Dies kann auf die geringen Passhöhen zurück geführt werden, wodurch dieaufsteigenden Luftmassen keine 100% Sättigung erreichen bzw. bei Erreichen der Sättigung nicht weiterangehoben werden und somit kein Steigungsregen auftritt. Belegbar ist dies auch durch die Schilderungim Zeitungsartikel, in dem von einem erneuten Wintereinbruch mit Schneefall berichtet wird.Auch die Wolkenbedeckung ist in Abbildung 37 und 38 dargelegt, die in der Boraregion, durch dasleeseitige Absinken der Luft, nicht vorhanden sein sollte. Dieses Phänomen konnte jedoch nur in der un-teren Wolkenschicht beobachtet werden, was vermuten lässt, dass die oberen Wolkenschichten oberhalbder Bora-relevanten Schicht liegen. Alle diese Wettererscheinungen, mit Niederschlag und einem dichtbewölkten Gebiet, mit Ausnahme des Bora-Bereiches, sprechen für eine zyklonale Bora.

30

Abbildung 35: Niederschlagssumme der letzten 6 Stunden ausgehend vom Zeitpunkt 00UTC, 09.03.10(Quelle: eigene Darstellung, 2010)

Abbildung 36: Niederschlagssumme der letzten 6 Stunden ausgehend vom Zeitpunkt 06UTC, 10.03.10(Quelle: eigene Darstellung, 2010)

31

Abbildung 37: Bedeckungsgrad an tiefen Wolken, 00UTC 10.03.10 (Quelle: eigene Darstellung, 2010)

Abbildung 38: Bedeckungsgrad an tiefen Wolken, 06UTC 10.03.10 (Quelle: eigene Darstellung, 2010)

32

4.6 Windrichtung und Windgeschwindigkeit

Der wichtigste und letzte Punkt dieser Analyse, ist die Prüfung der Windrichtung und Windgeschwin-digkeit. Hier können in der Startphase der Bora um 12UTC schon leicht erhöhte Windgeschwindigkeitendes Horizontalwindes in 950hPa von rund 20m/s festgestellt werden (Abb.39). Diese verstärken sich inder nachfolgenden Zeit deutlich, bis die Winde in der stärksten Phase der Bora eine Geschwindigkeitvon bis zu 40m/s erreichen (Abb.40/41). Die Windrichtung dieser starken Winde ist stets von Nord-Ostnach Süd-West gerichtet. Nebenbei fallen recht hohe Windgeschwindigkeiten im südlichen Adriaraumum 00UTC auf, die vermutlich durch das lokale Tiefdruckzentrum hervorgerufen werden.Um die Situation am Boden besser zu beurteilen, wurde die maximale Windstärke in 10m Höhe zusätz-lich untersucht (Abb.42/43). Dort werden die hohen Windgeschwindigkeiten entlang der Küste deutlich.Erkennbar ist außerdem, dass sich der Wind über weite Teile der Adria ausweitet und dort langsam anStärke verliert. Diese Auswirkungen haben eine Beeinträchtigung und Gefährdung des Seeweges zurFolge.

Abbildung 39: Horizontalwind in 950hPa, 12UTC 10.03.10 (Quelle: eigene Darstellung, 2010)

33

Abbildung 40: Horizontalwind in 950hPa, 00UTC 10.03.10 (Quelle: eigene Darstellung, 2010)

Abbildung 41: Horizontalwind in 950hPa, 06UTC 10.03.10 (Quelle: eigene Darstellung, 2010)

34

Abbildung 42: 10m max. Wind, 00UTC 10.03.10 (Quelle: eigene Darstellung, 2010)

Abbildung 43: 10m max. Wind, 06UTC 10.03.10 (Quelle: eigene Darstellung, 2010)

35

4.7 Zwischenfazit der Ergebnisse

An Hand der Analyse-Ergebnisse sind die theoretischen Hintergründe sehr gut nachvollziehbar. Im fol-genden sind die Ergebnisse der Borauntersuchung für das Ereignis am 9. bis 10. März zusammengefasst.Charakteristisch für die Bodendruckverteilung ist ein Tief über Italien und ein Hoch über Osteuropa.Dies führte zu einem starken Druckgradienten zwischen Luv und Lee der Dinariden. Zeitgleich entwi-ckelt sich durch das Heranströmen polarer Kaltluft im Luv des Gebirges, begünstigt durch den Trog überEuropa, sowie die Advektion von milder Mittelmeerluft im Lee, ein starker Temperaturgegensatz.Auf Grund des östlich ziehenden Tiefs und der damit verbundenen Warm-, Kalt- und Okklusionsfrontkommt es über der Adria zur starken Wolkenbildung und etwas Niederschlag. Die Feuchtekarte zeigtin der Region der starken Winde verringerte Feuchtewerte. Für eine zyklonale Bora sind dies die typi-schen Wettererscheinungen. Das Resultat ist ein starker Nordostwind an der nördlichen Adriaküste, dersich weit über die Küstenregion hinaus auf die Adria auswirkt. Ausgehend von der Analyse kann diesesBora-Ereignis als mittelstark eingestuft werden.

36

5 Zusammenfassung

Die Bora, als Beispiel für einen kalten katabatischen Wind, tritt als ein regional begrenztes Windsysteman der kroatischen Adriaküste auf. Da dieser Wind nur an Gebirgen mit geringer vertikaler Erstreckungauftauchen kann, wird die Entstehung durch die Gegebenheiten der Dinariden begünstigt. Durch dievielen Gebirgseinschnitte, wird es den Luftmassen dort ermöglicht „durch“ das Gebirge hindurchzuströ-men. Der Kanalisierungseffekt und die geringe adiabatische Erwärmung der absteigenden Luftmassensind dabei signifikant.Die aktivste Zeit der Bora ist im Winter, wobei sie meist mehrere Stunden bis 2 Tage andauern kann.Auf Grund der genauen Lage der Tief- und Hochdruckgebiete westlich bzw. östlich der Dinariden,kommt es zur Unterscheidung zwischen einer zyklonalen und antizyklonalen Bora. Eine wichtige Grund-voraussetzung bei der Entstehung sind der starke Druck- und Temperaturgradient über das Gebirge hin-weg.Um die Bora genauer zu verstehen, werden zwei verschiedene physikalische Prozesse, je nach Stär-ke der Bora, herangezogen. Dies stellt zum Einen das Umschlagen von Wellen, d.h. das Anwachsenund das darauffolgende Brechen von Wellen, dar. Mit dieser Theorie werden gute Ergebnisse bei einerschwachen Anströmung erreicht. Zum Anderen die hydraulische Theorie, die das Verhältnis von Strö-mungsgesschwindigkeit zu Wellenausbreitung als grundlegende Größe betrachtet und bei einer starkenBora als Erklärung dient.Für diese Prozesse ist die dreidimensionale Struktur der Bora nicht unrelevant. Diese wurde in den 80erJahren im Rahmen von ALPEX untersucht. Die mit unter wichtigste Erkenntnis war dort das Vorhan-densein einer Inversionsschicht oberhalb der Boraschicht, welche sich über dem Gebirge in zwei Teileaufspaltet. Dabei senkt sich der untere Ast im Lee ab und endet in starken Windscherungen und Tur-bulenzen. Unterhalb dieser Inversionsschicht kommt es dann zur Beschleunigung der Borawinde. EinNebeneffekt dieser Winde sind das in Erscheinung treten von Leewellen und Rotoren im Lee.Das im letzten Teil dieser Arbeit analysierte Bora-Ereignis aus diesem Jahr, konnte ein Großteil derCharakteristika visuell darstellen und belegen. Die Analyse beschränkt sich jedoch nur auf die horizon-tale Struktur der Bora. Der Versuch einer Analyse der vertikalen Struktur wurde durch eine schlechteAuflösung bzw. mangels Daten nicht durchgeführt. Die horizontale Strukturanalyse brachte dahingegengute Ergebnisse in Bereichen der Druck- und Temperaturverhältnissen, den Wettererscheinungen wieNiederschlag und Wolkenbedeckung und schließlich Aufschluss über die Windstärke.

37

Abbildungsverzeichnis

1 Windsysteme im Mittelmeerraum . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 12 Entstehung und Wirkung der katabatischen Winde in der Antarktis . . . . . . . . . . . . 33 Relief des dinarischen Gebirges mit Markierung der Einfallschneisen . . . . . . . . . . . 64 Auftreten der Bora in einzelnen Monaten für Triest . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 65 Bodendruckverteilung bei einer zyklonalen Bora am 14.02.2005 . . . . . . . . . . . . . 86 Bodendruckverteilung bei einer antizyklonalen Bora am 24.01.2006 . . . . . . . . . . . 87 Schema der Thermodynamische Föhntheorie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 108 Schema für Berechnung der Temperatur im Lee nach Thermodynamischer Föhntheorie

(Quelle: eigene Darstellung, 2010) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 109 Zyklonale Bora vom 07.03.1982: vertikales Windprofil des Horizontalwindes . . . . . . 1210 Zyklonale Bora vom 07.03.1982: Querschnitt der pot. Temperatur . . . . . . . . . . . . 1211 Zyklonale Bora vom 07.03.1982: Querschnitt von Taupunkt und vertikaler Geschwin-

digkeit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1312 Zyklonale Bora vom 07.03.1982: Profil der Turbulenz . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1313 Schematische Darstellung der Borastruktur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1414 Zwei Querschnitte senkrecht durch das Gebirge einer Boraströmung am 04.04.2002 . . . 1815 Schematische Darstellung von Leewellen und Rotoren . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1816 Kelvin-Helmholtz-Wellen über Fort Collins (Colorado, USA) . . . . . . . . . . . . . . . 1917 Lenticularis Wolke: glatten, oberen Rand und konkave Wolkenbasis . . . . . . . . . . . 1918 Leewellen über Amsterdam-Insel im Indischen Ozean . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1919 Leewellen-Bildung bei einem Bora-Ereignis im Januar 2008 . . . . . . . . . . . . . . . 1920 Großwetterlage 09.03.2010, 12UTC . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2121 Bodendruck 09.03.2010, 12UTC . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2222 Bodendruck, 12UTC 09.03.2010 (Quelle: eigene Darstellung, 2010) . . . . . . . . . . . 2323 Bodendruck, 18UTC 09.03.2010 (Quelle: eigene Darstellung, 2010) . . . . . . . . . . . 2324 Bodendruck, 00UTC 10.03.2010 (Quelle: eigene Darstellung, 2010) . . . . . . . . . . . 2425 Bodendruck, 03UTC 10.03.2010 (Quelle: eigene Darstellung, 2010) . . . . . . . . . . . 2426 Bodendruckdifferenz im Zeitraum 12UTC - 00UTC bezogen auf den Druck um 12UTC

(Quelle: eigene Darstellung, 2010) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2527 Temperatur 850hPa, 12UTC 09.03.10 (Quelle: eigene Darstellung, 2010) . . . . . . . . 2628 Temperatur 850hPa, 18UTC 09.03.10 (Quelle: eigene Darstellung, 2010) . . . . . . . . 2629 Temperatur 850hPa, 00UTC 10.03.10 (Quelle: eigene Darstellung, 2010) . . . . . . . . 2730 Temperatur 850hPa, 06UTC 10.03.10 (Quelle: eigene Darstellung, 2010) . . . . . . . . 2731 Relative Feuchte, 12UTC 09.03.10 (Quelle: eigene Darstellung, 2010) . . . . . . . . . . 2832 Relative Feuchte, 18UTC 09.03.10 (Quelle: eigene Darstellung, 2010) . . . . . . . . . . 2933 Relative Feuchte, 00UTC 10.03.10 (Quelle: eigene Darstellung, 2010) . . . . . . . . . . 2934 Relative Feuchte, 06UTC 10.03.10 (Quelle: eigene Darstellung, 2010) . . . . . . . . . . 3035 Niederschlagssumme der letzten 6 Stunden ausgehend vom Zeitpunkt 00UTC, 09.03.10

(Quelle: eigene Darstellung, 2010) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3136 Niederschlagssumme der letzten 6 Stunden ausgehend vom Zeitpunkt 06UTC, 10.03.10

(Quelle: eigene Darstellung, 2010) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3137 Bedeckungsgrad an tiefen Wolken, 00UTC 10.03.10 (Quelle: eigene Darstellung, 2010) . 3238 Bedeckungsgrad an tiefen Wolken, 06UTC 10.03.10 (Quelle: eigene Darstellung, 2010) . 3239 Horizontalwind in 950hPa, 12UTC 10.03.10 (Quelle: eigene Darstellung, 2010) . . . . . 3340 Horizontalwind in 950hPa, 00UTC 10.03.10 (Quelle: eigene Darstellung, 2010) . . . . . 3441 Horizontalwind in 950hPa, 06UTC 10.03.10 (Quelle: eigene Darstellung, 2010) . . . . . 34

38

42 10m max. Wind, 00UTC 10.03.10 (Quelle: eigene Darstellung, 2010) . . . . . . . . . . 3543 10m max. Wind, 06UTC 10.03.10 (Quelle: eigene Darstellung, 2010) . . . . . . . . . . 35

39

Literatur

[1] ALPERS W., IVANOV A. und HORSTMANN J.: Observations of Bora Events over the AdriaticSea and Black Sea by Spaceborne Synthetic Aperture Radar. In: Monthly Weather Review 137(2009), S. 1150–1161

[2] BEHRENDT R., MAHLKE H.: wetter3.de. Internet, 2010. – www.wetter3.de/Archiv/archiv_dwd.html; (20.09.2010)

[3] BEHRENDT R., MAHLKE H.: wetter3.de. Internet, 2010. – www.wetter3.de/Archiv;(20.09.2010)

[4] BELUŠIC D., GRISOGONO B.: A review of recent advances in understanding the meso andmicroscale properties of the severe Bora wind. In: Tellus 61A (2009), S. 1–16

[5] DIE-KLEINE-ZEITUNG: Wenn Sie können, bleiben Sie heute daheim. Zeitung: Die kleineZeitung, 11.03.2010. – www.kleinezeitung.at/nachrichten/chronik/2310559/schneechaos-italien-slowenien.story; (01.09.2010)

[6] DIE-PRESSE: Wintersturm und Schnee legen Mittelmeer-Staaten lahm. Zeitung: Die Pres-se, 10.03.2010. – diepresse.com/home/panorama/welt/545361/index.do?from=suche.intern.portal;(01.09.2010)

[7] D.R. DURRAN, J.B. K.: Numerical modelling of bora winds. In: Meteorology and AtmosphericPhysics 36 (1987), S. 215–227

[8] DÖRNBRACK A., HEISE R. und KUETTNER J.: Wellen und Rotoren. In: promet Jahrg.32, Nr.1/2 (2006), S. 18–24

[9] GOHM A., MAYR G.: On The Bora Breakthrough Near a Mountain Gap. In: Quarterly Journalof the Royal Meteorological Society 134 (2008), S. 21–46

[10] GROBE, H.: Datei:Katabatic-wind_hg.png. Internet, 2007. – de.wikipedia.org/w/index.php?title=Datei:Katabatic-wind_hg.png&filetimestamp=20070623084650; (20.09.2010)

[11] HÄCKEL, H.: Meteorologie. Stuttgart : Ulmer UTB, 2005

[12] HEIN, H. P.: Datei:Foehn.png. Internet, 2005. – de.wikipedia.org/w/index.php?title=Datei:Foehn.png&filetimestamp=20051117025345; (20.09.2010)

[13] HOINKA, K.P.: Gebirgsüberströmung, Leewellen und Impulsfluss. In: promet Jahrg.22, Nr. 1(1992), S. 1–16

[14] HORVATH K., IVATEK-ŠAHDAN S. und IVANCAN-PICEK B.: Evolution and Structure ofTwo Cyclonic Bora Events: Contrast between the Northern and Southern Adriatic. In: Weather andForecasting 24 (2009), S. 946–964

[15] KRAUS, H.: Die Atmosphäre der Erde. Berlin Heidelberg : Springer, 2004

[16] MAYR G.J., GOHM A.: Schnelle Strömungen durch Gebirgseinschnitte. In: promet Jahrg.32, Nr.1/2 (2006), S. 11–17

[17] NEUPER, M.: Mondorf Wetter. Internet, 2010. – www.mondorf-wetter.de; (20.09.2010)

40

[18] O.A.: colocalders.com. Internet, 2008. – colocalders.com/?p=281; (20.09.2010)

[19] PRZYBORSKI P., REMER L.: NASA Earth Observatory. Internet, 2005. –earthobservatory.nasa.gov/IOTD/view.php?id=6151; (20.09.2010)

[20] RAMPE, G.: wetter+klima news. Internet, 2010. – www.wetterklima.de/segeln/segelseminar/f_sail5.gif; (20.09.2010)

[21] RAMPE, G.: wetter+klima news. Internet, 2010. – www.wetterklima.de/segeln/segelseminar/bora.html; (20.09.2010)

[22] REED, R.J.: A Case of a Bora-Like Windstorm in Wester Washington. In: Monthly Weather Review109 (1981), S. 2383–2393

[23] REIMANN, F.: Datei:Dinarisches Gebirge Topo.png. Internet, 2007

[24] RÖMER, U.: WeatherOnline. Internet, 2010. – www.weatheronline.co.uk; (20.09.2010)

[25] SCHÄR, C.: Mesoscale mountains and the large-scale atmospheric dynamics. In: Meteorology atthe Millenium (2002), S. 29–42

[26] SMITH, R.B.: Aerial Observations of Yugoslavian Bora. In: Journal of the Atmospheric Sciences44, No.2 (1987), S. 269–297

[27] SMITH R.B., SUN J.: Generalized Hydraulic Solutions Pertaining to Severe Downslope Winds.In: Journal of the Atmospheric Sciences 44, No.20 (1987), S. 2934–2939

[28] WALTER, P.O.: Europäische Segel-Informationssystem ESYS. Internet, 2010. – www.esys.org/wetter/m_wind.html;(20.09.2010)

41