46 
Aus dem Archiv der Deutschen Seewarte. 1911, Nr. 1. 
Unterschied der „Reibung“ im Sinne der Meteorologen von der im Sinne der Physiker zusannnenhängt x ). 
Beim Strömen in einer offenen Rinne wurde anstatt des für Glasröhren geltenden Wertes 2000 die 
„Reynoldssche“ Zahl zu nur 300 gefunden, bei Metallröhren zu 400—500. Welchen Wert man für l in 
der Atmosphäre zu setzen hat, ist unbekannt. 
Nach A. Wegener herrscht in den Inversionen geradlinige, in den Schichten mit Temperaturabnahme 
turbulente Bewegung. Für die „obere Inversion“ stimmt dieses gut zu der Formel von Reynolds, da in 
der Stratosphäre außer q auch v kleiner zu sein pflegt als im angrenzenden Teil der Troposphäre. Dagegen 
sind die vielen Fälle, wo im Herbst oder Winter unter einer großen Inversion eine Schicht von einigen 
hundert Metern mit starker Temperaturabnalnne liegt, mit jener Formel anscheinend im Widerspruch, 
weil v, als Windgeschwindigkeit genommen, in dieser untersten Schicht sehr gering ist und trotzdem 
Turbulenz herrscht. Allein die Bewegung relativ zur Nachbarschaft ist in dieser Schicht in der Tat 
grösser als in der darüberliegenden, da die Windzunahme mit der Höhe unten am stärksten ist. Im übrigen 
scheint bei einer Inversion in der freien Atmosphäre (500 -3000 m) die Windgeschwindigkeit in der warmen 
Schicht ebensooft größer wie kleiner als in der kalten darunter zu sein. Daß der Übergang zwischen 
geradliniger und turbulenter Bewegung kein allmählicher, sondern ein plötzlicher ist, stimmt zu manchen 
Erscheinungen in der Atmosphäre vortrefflich und zeigt viele bisher rätselhafte Züge in ganz neuem Licht. 
Unter vertikalem Luftaustausch verstehen wir nicht einseitige Hebungen oder Senkungen beträcht 
licher Teile der Atmosphäre, sondern, wie das Wort es andeutet, gleichzeitige Bewegungen von Luftmassen 
aus einer unteren nach einer oberen Schicht und umgekehrt, in mannigfaltigem Durcheinander, unter 
mehr oder weniger inniger Mischung der Massen mit ihrer neuen Umgebung und Ausgleichung ihrer 
Temperaturen. Jeder solche vertikale Luftaustausch, welches auch die vorhergehende Temperaturverteilung 
und die Kräfte seien, die den Austausch hervorbringen, strebt zu einer vertikalen Temperaturverteilung, wie 
sie den dynamischen Temperaturänderungen in vertikal bewegten Luftmassen entspricht. Der Prozeß ist in 
feuchter Luft schwerer zu verfolgen als in trockener, weil bei Kondensation die Änderung der Temperatur 
in aufsteigenden Massen kleiner ist als in absteigenden. Sei in trockener Luft die Anfangstemperatur 
einer Schicht f, die einer einige hundert Meter tiefer liegenden t„, die Differenz t„ — t — J, dagegen die 
dem Höhenunterschied entsprechende adiabatische Änderung a. Eine adiabatisch aus der t- in die t,,-Schicht 
absteigende Luftmasse muß dann in letzterer die Temperatur t' u = f + a, eine entsprechend aufsteigende 
die Temperatur t' = t„ — a — t + J—-a annehmen; die neue Differenz würde also t' a — t' = (t+a) — 
(t + J — <() = 2a — J werden, wenn keine Mischung und Temperaturausgleichung .stattfindet. Das bedeutet, 
wenn J = a, d. h. 1° pro 100 m war, Fortdauer des bisherigen Zustands. Herrschte dagegen vorher 
Isothermie, so werden die ausgetauschten Luftmassen — ohne Mischung — die Differenz 2 a, einer 
Temperaturabnahme von 2° pro 100 in entsprechend, erhalten. War . /, wie es im Mittel zu sein pflegt, 
etwa '/ui, so ist ihr neuer Temperaturunterschied - 1 'U a. Umgekehrt würde extrem überdiabatische 
Temperaturabnahme ¿1 2 a eine Isothermie der Luftmassen in ihrer neuen Lage zur Folge haben. 
Allein diese vollständige gegenseitige Auswechslung der Luft zweier Schichten findet wohl kaum 
jemals statt. Stets wird sich eine Mischung zwischen der neu ankommenden Luftmasse und der bisherigen 
Luft der Schicht unter Ausgleichung ihrer Temperaturen vollziehen, und hier zeigt sich mm das Eigen 
tümliche, daß, wenn diese Mischung zu gleichen Teilen geschieht, die Folge stets eine der adiabatischen 
Temperaturänderung entsprechende vertikale Temperaturabnahme ist, d. h. daß t„ -— f stets = a wird, 
welches auch die vorhergehende Temperaturverteilung gewesen sei. Wir haben nämlich in diesem Falle 
t'„ = Vs (t„ + t -p d) = Vs (t + -if -p t -|- <j) = t + Vs /1 -p Vs u 
t' = Vs (t + t„ — a) = Vy (t l + /J — a) = t + V2 J — Vs a, 
also t’,, — f —- fl. 
Fünf Einzelfälle mit verschiedenen Anfangszuständen mögen dieses erläutern. Um, soweit möglich, 
nur mit ganzen Zahlen zu arbeiten, nehmen wir einen Höhenabstand von 200 m. Die Mitteltemperatur 
der Luftsäule sei in allen Fällen 3°, Kondensationen seien ausgeschlossen. 
i) Vgl. M. S. Budski in Amial. der Hvdv. ti. Mar. Meteorol., Mürz 1893, wo bereits auf die Versuche von Reynolds 
Bezug genommen wird.