Racky, N.: Bestimmung schneller individueller Temperaturänderungen in der Atmosphäre. 563
Die lokale Temperaturänderung ergibt sich ohne weiteres aus aufeinander-
folgenden Aufstiegen, das Transportglied » 7 @ ist durch die Kenntnis des Tempe-
raturgradienten und des Windes ebenfalls festgelegt. Da v der räumliche Wind-
vektor und \ 6 der räumliche Gradient sind, ist für die rechnerische Unter-
suchung zweckmäßig, in die horizontalen und vertikalen Komponenten zu
zerlegen. Es ist dann a2 = A +vn VnO +0, VO. Betrachtet man zunächst
nur die bei horizontaler Bewegung stattfindenden Vorgänge, so kann man das
letzte Glied rechts vernachlässigen und hat dann A = So + vn Vu @. Es ist
erlaubt, bei horizontaler Bewegung anstatt der potentiellen Temperatur die
wahre Temperatur zu setzen, da die auftretenden Druckänderungen vernach-
lässigt werden können. Dann wird AT = ST + VaT.
Die Bestimmung des horizontalen Transportes wird meistens nach der
graphischen Methode vorgenommen: Der mittlere Wind wird als Gradientwind
des betreffenden Ortes aus der Isobarenkarte entnommen; die Mitteltemperaturen
in den verschiedenen Höhenschichten lassen sich aus den synoptischen Auf-
stiegen des Beobachtungsnetzes feststellen und sich zur Darstellung der Isothermen
bzw. der relativen Topographie in einer Karte verwerten. Damit sind die
Gradienten der Mitteltemperatur für jeden Ort festgelegt.
Voraussetzung zur Bestimmung der Gradienten der Mitteltemperaturen wären
zu einem gleichen Zeitpunkt an verschiedenen Orten gemachte synoptische Auf-
stiege. Diese Vorbedingung ist aber bei dem dieser Arbeit zugrunde gelegten
Material nicht erfüllt, da es sich um nur in Lindenberg in durchschnittlich drei-
stündigen Abständen durchgeführte Drachen- bzw. Ballonaufstiege handelt. Es
läßt sich aber ein anderer Weg zur Bestimmung des Temperaturtransportes finden.
Es ist eine in der Meteorologie oftmals benutzte Tatsache, daß die Wind-
drehungen mit der Höhe durch die Temperaturverteilung der Luftmassen bedingt
ist (die Erfüllung des barischen Windgesetzes vorausgesetzt), Auf der Nordhalb-
kugel gilt allgemein: Dreht der Wind mit der Höhe nach links, so folgt oben
ein Transport kälterer Luft, dreht der Wind nach rechts, dann wird wärmere Luft
herbeigeführt. Diese Erkenntnis wurde schon von G. Stüve (16) und F. Möller (10)
praktisch ausgewertet, Die Stärke der Winddrehung ist ihrerseits bedingt durch
die Größe des horizontalen Temperaturgradienten der Luftmassen, so daß sich
aus der Winddrehung der Temperaturgradient bestimmen läßt.
Rechnerisch erhält man folgende Beziehung: Die barometrische Höhenformel
__ £:2Z - ; samt VPo_ VP g:2 ;
Iinpo— np = zT I ergibt differenziert 7 RE VTm, wobei V Do,
Vp.V Tm die horizontalen Gradienten darstellen. Löst man nach 7 Tm auf, dann wird
.R.T2
ViIn=-— (7m _ Ver) az Nach dem barischen Windgesetz ist 7 p = — o([xb),
9
wobei [= 2 Qsing-? ist und p nach der Gasgleichung p= RT, so daß sich
RT?
obige Formel schreiben läßt: VY Tm = en A) . DZ“ Für T,, die absolute
Temperatur an der Unterseite einer Schicht und T, die absolute Temperatur an
der Oberseite der Schicht läßt sich ohne größeren Fehler die Mitteltemperatur
Tm einsetzen. Man kann also Toy und T gegen Tm kürzen, und es läßt sich
T
schreiben 7 Tm = (1x v,) — (x v))- gi oder wenn man die Konstanten vorzieht
2 Qeing- Tr . .
VTm = — zz (Ex (bo — v)). Mit dem Vektorprodukt fx (v,—) ist auch
die Richtung des Temperaturgradienten festgelegt. Die Gleichung mit vw Skalar
2Q-sing-T.-b
multipliziert ergibt nun das gesamte Transportglied: Yn* V Tm =-— Nez mM
{t X (09 — D)). Allerdings ist bei dieser Formel zu beachten, daß das barische
Windgesetz angewandt wurde, In Fällen starker Isobarenkrümmung wird des-
halb ein Fehler auftreten können, da das barische Windgesetz nur für gradlinige
