50 Aerologischc u. hydrographische Beobachtung, d. deutsch. Marines tat. während der Kriegszeit 1914—1918. — Heft 4.
Schließlich habe ich noch die Bodenschicht in 2 Schichten, Erde—200 und 200—500 m, untersucht;
das Ergebnis (in Tab. 22) ist recht interessant: In der dem Boden unmittelbar aufliegenden dünnen
Schicht bis 200 in scheint der Scheitelwert sogar oberhalb der Trockenadiabate zu liegen. Es kommen
sogar noch über 17 % Gradienten von der Größe 1.7 vor; auch im Winter liegt der Scheitelwert sehr
hoch (0.7 ). Dagegen hat die zweite Schicht (200—500 m) im Sommer einen viel kleineren Scheitelwert
(entschieden bei 0.8 ). In dieser Schicht spielen bereits trockenadiabatische Vorgänge keine große
Bolle mehr. Im Winter ist der Unterschied gegen die erste Schicht nicht so bedeutend.
Tabelle 22.
<5t 100 m
-2.7"
- 2.3"
- 1.8 =
- 1.3°
- 0.8"
-0.3°
—0.2"
o
o
;-l.2°
+1.7"
+2.2"
-2.7" Mittl. Gradient
5'200 m
) Sommer
1 Winter
0.2
0.8
0.9
0.8
1.1
1.4
2.4
2.2
2.9
7.3
4.7
8.5
9.6
20.0
23.2
31.2
31.2
22.8
17.4
4.5
6.0
0.5
0.4 0.85
0.0 0.47
<St 100 m
-1.9°
- 1.5"
- 1.2°
-0.9°
- 0.5"
-0.2"
-t-0.2"
-i 0.5°
0.8°
+1.1"
-,-1.4"
200/500
J Sommer
0
0
0
0.1
1.2
5.8
9.8
28.7
40.4
11.4
2.1
0.63
m
| Winter
0.6
1.0
1.8
2.9
3.4
8.5
12.3
31.4
31.1
6.4
0.6
0.42
Von weiterem Interesse ist die Häufigkeit der Gradienten bei den von Land und See wehenden
Winden, um festzustellen, wie die früher mitgeteilten mittleren Gradienten zu Stande kommen. (Tab.23).
Im Winter ist unter der Wirkung der Inversionen die Streuung sehr groß; Inversionen und
kleine Gradienten sind sehr häufig. (Zwischen 0.1 und 0.7'.)
Die Streuung bei den Seewinden ist viel geringer; der häufigste Wert fällt entschieden auf
0.7°, über die Hälfte aller Gradienten gehört der Gruppe 0.7—0.9° an. Im Sommer ist die Verteilung bei
den Landwinden ähnlich, der Scheitelwert fällt bei letzteren fast mit der Trockenadiabate zusammen.
Eigentümlicherweise sind überadiabatische Gradienten bei den Winden von See weit häufiger als bei den
Landwinden, was darauf hinweist, daß Erwärmung des Bodens nicht allein die Ursache hierfür sein kann.
Tabelle 23. Prozentisehe Häufigkeit der Temperaturgradienten bei Winden von See und von Land.
dt 100 m
-1.1
-0.9
-0.7
-0.5
-0.3
-0.1
0.1
0.3
0.5
0.7
0.9
1.1
1.3
1.5
I NE-/.E—SW
1
2
4
2
7
7
16
15
14
18
7
5
1
1
Winter
| SWzW—NE
0
0
0
0
1
5
7
10
12
31
23
11
0
0
j NE/.E—SW
4
3
2
4
4
7
4
13
10
16
18
13
2
0
Sommer
1 SWzW—NE
0
0
0
0
2
1
2
3
12
16
26
25
12
1
Das Zustandekommen der vertikalen Temperaturgradienten im unteren Teil der Troposphäre.
Für die Bildung der Temperaturgradienten kommen verschiedene Faktoren in Betracht, die sich
teilweise überdecken und deren Einfluß quantitativ schwer abzuschätzen ist. Betrachtet man die Gra
dienten der Morgen- und Mittagsaufstiege getrennt, wie dies für die Bodenschicht geschah, so tritt deutlich
hervor, daß zur Zeit des täglichen Temperaturminimums, der Hauptfaktor die nächtliche Ausstrahlung
und stabile Schichtung ist, die sowohl Inversionen und Isothermien bildet, also auch allgemein die Gra
dienten verringert, da man ja die ganze Schicht zwischen der Erde und 200 resp. 500 m untersucht. Am
Mittag dagegen überwiegt die reine thermische Konvektion, aber sie beschränkt sich, wie gezeigt wurde,
auf die unterste Schicht bis 200 m, darüber werden auch Mischungsvorgänge eine Rolle spielen. Es ist
ersichtlich, daß, wenn die Konvektion bis etwa 200 m im Mittel reicht, und bis zu dieser Höhe die Zustände
der Trockenadiabate im wesentlichen folgen, darüber der Gradient relativ geringer werden muß, wenn
die Luftmassen über 200 m nicht an der Konvektion teilnehmen. Nun muß man annehmen, daß über der
Küste die mechanische Konvektion keine kleinere Rolle spielt als die thermische. Die Tatsache, daß
die Schicht der Hauptwindzunahme mit der Schicht größter Häufigkeit adiabatischer Gradienten
zusammenfällt, sowie die gezeigte Abhängigkeit des Gradienten von der Windrichtung und das eigen
tümliche Verhalten der Seewinde sprechen für einen großen Einfluß der mechanischen Konvektion.
