186 Annalen der Hydrographie und Maritimen Meteorologie, Mai 1942.
von den Werten anderer Forscher, wie z.B. Ängström (4), Niederdorfer (s)
und Sverdrup (e) ausmachen.
Die Gleichung (5) ist aber etwas irreführend. In einen Raum über der Boden-
oberfläche wird Wärme teils durch vertikalen Massenaustausch, teils durch
Advektion zugeführt oder davon entzogen. Wenn dieser Raum der Bodenober-
fläche sich nähert, wird der Anteil der Advektion immer kleiner und verschwindot
ganz an der Bodenoberfläche, denn auch die advektive Wärme wird durch Massen-
austausch zur Bodenoberfläche geführt. Die Bedeutung der Advektion liegt nur
darin, daB der Wärmehaushalt an einer kleinen homogenen Fläche ein anderer
ist als an einer größeren Fläche, und daß die Wärmehaushaltskomponenten, be-
sonders L und V, an derselben horizontal stark variieren. Um Resultate von
allgemeiner Bedeutung zu erhalten, ist es darum wichtig, eine möglichst große
homogene Fläche zum Beobachtungsplatz zu wählen,
Gleichung (1) kann also immer angewandt werden. Auch Gleichung (4) kann
gebraucht werden, wenn man nur die Gradienten — 2 und — At genügend
nahe der Bodenoberfläche mißt.
Die Bestimmung des Wärmehaushaltes der Bodenoberfläche ist eine mikro-
klimatische Aufgabe. Um den Wärmehaushalt einer größeren unhomogenen
Fläche zu bestimmen, muß man Untersuchungen in verschiedenen Geländen, wie
an der Wiese, auf dem Wald, über dem See usw. durchführen und aus den Er-
gebnissen dann auf irgendwelche zweckmäßige Weise Mittelwerte bilden,
Auf den Wärmehaushalt eines Binnensees hat die Advektion einen besonders
großen Einfluß. Die Wärmehaushaltskomponenten sind mithin an ihm horizontal
stark veränderlich. Um den Wärmehaushalt des Sees zu erhalten, müssen die
Komponenten darum über den ganzen See integriert werden.
Die Strahlungsbilanz ($S) kann praktisch als horizontal konstant betrachtet
werden. Die kleinen Unterschiede in der Ausstrahlung, die daher kommen, daß
die Oberflächentemperatur des Sees horizontal nicht ganz konstant ist, können
gut vernachlässigt werden. Die Strahlungsbilanz des Sees kann also genügend
genau bestimmt werden, indem man Messungen nur an einer Stelle ausführt.
Der Wärmeumsatz im Wasser (B) ist horizontal bemerkenswert veränderlich,
Um die von dem ganzen See aufgenommene bzw. abgegebene Wärmemenge zu
erhalten, muß darum die zeitliche Veränderung des ganzen Wärmeinhalts des
Sees gemessen werden. Dies ist für kurze Zeit, wie für eine Stunde z. B., prak-
tisch sehr schwierig. Darum ist der Zeitraum, für welchen B bestimmt wird,
ziemlich lang zu wählen.
Für die Größen S und B kann man also Mittelwerte für den ganzen See
bestimmen. Sind S und B bekannt, dann kann man auch Mittelwerte für die
Summe S + V nach Gleichung (1) berechnen. Die Größen L und V sind, wie schon
früher erwähnt wurde, horizontal stark veränderlich. Ihr Verhältnis ist aber
konstant, angenommen, daß für Wärme und Feuchtigkeit derselbe Austausch-
koeffizient angewandt werden darf und daß die Scheinleitung durch Strahlung
neben dem Massenaustausch unberücksichtigt bleiben kann. Unter diesen An-
nahmen kann also das Verhältnis L:V nach Gleichung (4) bestimmt werden,
indem man die Gradienten ex und Sr nur an einer Stelle mißt.
Betrachtet sei ein Zeitraum von n Stunden. Bezeichnet man die Stunden-
werte von S, B, L und V sowie die Stundenmittelwerte der Größen mv, Ks und A}
mit dem Index v, so erhält man nach Gleichung (4):
n n
Par BY a2 dJf
eh 0 X % [<> (42).+ d (E)]
Nimmt man noch an, daß der Austauschkoeffizient in der Form
(7) N, = av,
geschrieben werden kann, wo v, die Windgeschwindigkeit und a eine Konstante
ist. so erhält man
(6)
