Kr. \Y. Peppier: Die Beobachtungen der Marilledrachenstationen Breedene/Meer und St. Michel 1913—191S. | 5
Es ist eigentlich überraschend, daß in größeren Höhen diese Kurven sehr geringe Temperatur
gradienten ergeben, während man im Hinblick auf das Zirkulationssystem des Seewindes und der un
vermeidlichen Vertikalbewegungen adiabatische Gradienten erwarten sollte. Aber auch, wenn man die
einzelnen Aufstiege durchgeht, findet man kaum besonders große Temperaturabnahme. Der Seewind
scheint der Aerologie noch manches Rätsel aufzugeben. Die Zustandskurven der Temperatur sprechen
nicht dafür, daß im Systeme des Seewindes erhebliche vertikale Zirkulationen Vorkommen, da die
Gradienten sich dann weit mehr der Adiabate nähern würden. Dies bereitet der theoretischen Vorstellung
vom Seewinde Schwierigkeiten, da vertikale Zirkulation zwischen Land und Meer vorhanden sein muß.
Der vertikale Gang der Windgeschwindigkeit und Richtung an den Seewindtagen erweist sich,
wenn man die einzelnen Tage überblickt, als recht verschiedenartig, je nach der Überlagerung der Wind
schichten. Im Mittel aller Tage erhält man die in Tafel 1, Fig. 6 entworfenen Kurven der Wind
geschwindigkeit: Am Morgen nimmt in der Landwindinversion die Windgeschwindigkeit vom Boden
bis 200 m von 1.7 auf 4.9 ms zu; oberhalb 500 m ergibt sich eine konstante Windgeschwindgkeit von 5—6 ms.
Nachmittags, bei Seewind, ist die Geschwindigkeit am Boden natürlich höher, wächst aber nur von 3.4 auf
4.4 ms bis 200 m Höhe an, darüber sinkt sie unter den Betrag der Geschwindigkeit am Morgen. Die Ab
nahme von 200 bis 500 m zeigt, daß in dieser Höhe im Mittel die Seewindschicht bereits ihre obere Grenze
hat, darüber wächst die Geschwindigkeit bis 2000 m wieder langsam an. Die Abendkurve stellt
einen Übergang zur Morgenkurve dar. Ob man die aus den Mitteln sich ergebenden Unterschiede für
reell halten kann, erscheint einigermaßen zweifelhaft, sonst könnte man daraus schließen, daß die täg
liche Periode oberhalb der Seewindschicht der unteren entgegengesetzt ist. In einigen Fällen tritt diese
Schwächung des Windes in 500—1000 m allerdings sehr deutlich auf; dies wurde früher bereits durch
die Tendenz zur Bildung einer oberen Gegenströmung erklärt. Es sei hier noch eine Zusammenstellung
beigefügt, aus der die Höhe des Seewindes, die mittlere Geschwindigkeit der Seewindschicht, ihre mitt
lere Richtung, der Sinn der Drehung zum Oberwind und die Richtung des letzteren zu entnehmen ist.
L = Linksdrehung, lt = Rechtsdrehung.
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