Zeitschrift für Meteorologie: Jahrgang 1, Heft 4/5 Jan./Febr. 1947 [Reprint 2021 ed.] 9783112557686, 9783112557679

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Meteorologie H e r a u s g e b e r Prof. Dr. R. S Ü R I N G Direkioi d e s Meteorologischen Zentialobsejvaloriums Polsdam

unter Mitwirkung von P r o f . D r . G . F a l c k e n b e r g - W a r n e m ü n d e • Prof. Dr .W.König-Potsdam und Prof. Dr. F. S c h i n d e l h a u e r - P o i s d a m

JAHRGANG

f

1

4/5 H

w

E

F

T

° J A N . / F E B R . 1947

DEUTSCHER Z E N T R A L V E RBLEARGL I NGMBH

Inhaltsverzeichnis

Seite

Aufsätze und kleinere Mitteilungen: F r i t z A l b r e c h t : Die Aktionsgebiete haushaltes der Erdoberfläche

des Wasser- und

Wärme97

L e o p o l d K l a u s e r : Kritische Bemerkungen zu dem Aufsatz von C. K a ß n e r : „Das Verhältnis von Sommerniederschlag zu Winterniederschlag" 109 W e t t e r b e r i c h t e d e s Meteorologischen Amtes für Nordwestdeutschland 109 E r i c h S c h r ö e r -j-: Uber Zusammenhänge zwischen Sauerstoffatomschicht und ionisierten Schichten und eine den Mögel-DellingerEffekt verursachende Wellenstrahlung 110 B. N e i s : Ein Wirbelmodell der atmosphärischen Turbulenz

114

H . G . K o c h : Uber den Temperaturverlauf bei Saaletalnebel

122

W . K ö n i g : Uber Kalt-und Warmluftinseln

128

V. D a h l k a m p : Die Lage des Arago-Punktes in Abhängigkeit von der Sonnen- und Himmelsstrahlung und den Dämmerungserscheinungen 130 H. G. K o c h : Eine tagesperiodische Ausgleichströmung über Thüringen 138 W a l t e r L a m m e r t : Beispiel einer extremen Strahlungskälte

145

Meteorologische und geophysikalische Sonderberichte: Synoptischer Bericht über die Monate September bis November 1946. . . 146 F r a n z B a u r : Eine merkwürdige atmosphärisch-optische Erscheinung 150 K u r t G l a s s : Beobachtung einer seltenen Luftspiegelung

152

W i l h e l m H a r t m a n n : Polarlichter im März und April 1946

152

Witterungsbericht der sowjetischen Okkupationszone Deutschlands für Oktober, November und Dezember 1946

15-3

Provisorische Züricher Sonnenflecken-Relativzahlen für das 4. Vierteljahr 1946 159

Bibliographie: Zeitschriftenschau

158

Notiz für die Postbezieher

158

Zeitschrift für Meteorologie Herausgegeben von U. S ü r i n g - P o t s d a m , Meteorologisches Zentralobservatorium unter Mitwirkung von Prof. Dr. G. F a l c k e n b e r g - W a r n e m ü n d e , Prof. Dr. W . K ö n i g - P o t s d a m Prof. Dr. F. S c h i n d e l h a u e r - P o t s d a m

Heft 4/5

Potsdam

und

Jan./Febr. 1947

Die Aktionsgebiele des Wasser- und Wärmeliaushalies der Erdoberfläche. Von Frilz

Albrecht-Potsdam

Mit 6 A b b i l d u n g e n

Die allmählich immer weiter getriebene Erforschung des Wärmehaushaltes der Erdoberfläche hat den Nachweis erbracht, daß eine große Anzahl klimatologischer Probleme durch Wärmehaushaltsbetrachtungen ihre Lösung findet bzw. dem Verständnis nähergebracht werden kann. Hierbei besteht das Ziel aller derartigen Untersuchungen in der Ermittlung der Komponenten des Wärmehaushaltes. Diese sind f ü r den Wärmehaushalt der Erdoberfläche der Strahlungsumsa^ am Boden S, der Wärmeumsatj im Boden B, der Wärmeumsa$ zwischen Boden und der Luft und der Wärmeaufwand bei der Wasserverdunstung des Bodens V. Die vier Größen sind durch die Gleichung: S = B + L + V miteinander verknüpft (1). Für den Wärmehaushalt der L u f t ist von diesen Größen unmittelbar nur die Wärmeaufnahme der Luft vom Boden her (L) von Bedeutung. Daneben spielt aber der Wärmegewinn bei der Kondensation des Niederschlagswassers eine entscheidende Rolle. Versucht man eine Größe zu definieren, die f ü r die Wärmeverhältnisse von über die Erdoberfläche bewegten Luftmassen kennzeichnend ist, so wird man auf die Größe Verdunstung am Boden minus Niederschlag (V—N) geführt. Denn, wie frühere Untersuchungen gezeigt haben (2), ist dij; bei der Wasserverdunstung der Unterlage in latenter Form an die L u f t abgegebene Wärmemenge in den allermeisten Fällen die bedeutendste Wärmeabgabe des. Untergrundes. Andererseits bezeichnen die Orte des Niederschlages die Stellen, in denen die Luft tatsächlich erst die zunächst in latenter Form aufgenommenen Wärmemengen zugeführt erhält. Die Größe Verdunstung minus Niederschlag ist also nicht nur die Grundgröße des Wasserhaushaltes der Erdoberfläche, sondern auch f ü r den Wärmehaushalt von großer Wichtigkeit. Es verlohnt sich daher, einmal die Verteilung dieser Größe über die ganze Erdoberfläche in den Mittelpunkt einer Betrachtung zu stellen. Eine solche Untersuchung ist zunächst dadurch möglich, daß eine Verdunstungskarte der Erde gezeichnet wird. Dies ist über den Meeren unter vorsichtiger Auswertung aller klimatologischen Beobachtungsdaten noch möglich, da hier sowohl die Temperaturen der Wasseroberfläche als auch ihr Maximaldampfdruck, als auch der Dampfdrude der L u f t zu erschließen sind.

Auch f ü r die zur Ermittlung der Verdunstung nach der Sverdrupschen Formel dann noch erforderliche Größe der mittleren Windgeschwindigkeit findet sich ausreichendes Beobachtungsmaterial. Einer Ermittlung der Verdunstung des Landes stehen aber große Schwierigkeiten entgegen. Um zunächst einen Überblick über die vorliegenden Verhältnisse zu erhalten, wurde aus diesen Gründen von einer unmittelbaren Berechnung der Verdunstung, ihrer kartographischen Darstellung und der nachträglichen Zeichnung der Differenzkarte gegenüber der Niederschlagskarte vorerst abgesehen. Es wurde vielmehr unmittelbar die Differenzkarte Verdunstung minus Niederschlag gezeichnet, indem von der Feststellung von W ü s t (3) Gebrauch gemacht wurde, daß der Oberflächensalz-

Breite N 60° 50 40 35 30 25 20 15 10 5 0 S 5 10 15 20 25 30 35 40 45 50

Pazifischer Ozean Indischer Ozean S V-N S V-N % cm/Jahr % cm/Jahr

33.64 34.10 34.77 35.00 34.88 34.67 34.29 34.29 34.85 35.11 35.38 35.57 35.70 35.62 35.40 35.00 34.61 34.32 33.16

1 27 51 72 68 46 - 4 -75 18 40 35 40 51 55' 46 33 - 3 -21 -41

35.05 35.07 34.92 34.82 35.14 34.93 34.57 34.75 35.15 35.45 35.89 35.60 35.10 34.25 33.87

51 52 37 18 - 6 -46 -57 38 84 99 76 61 10 -15 -36

Atlant. Ozean S

/„

V-N cm/Jahr

35.00 35.40 35.80 36.46 36.79 36.87 36.47 35.92 35.62 34.98 35.67 35.77 36.45 36.79 36.54 36.20 35.72 35.35 34.65 34.19 33.94

-50 -15 18 43 67 98 110 83 31 - m 20 9» 121 119 102 84 71 44 9 - 9 -29

(1

T a b e l l e 1.

Oberflächensalzgelialt und Verdunstungsiiberscluiß nach Wüst

97

gehalt der Ozeane weitgehend parallel mit der Differenz V e r d u n s t u n g minus Niederschlag geht. Andererseits kann f ü r die Verhältnisse der Festlandverdunstung von der b e k a n n t e n Tatsache ausgegangen werden, daß die von den F l ü s s e n in das Meer gebrachte Wiassermenge die Feststellung des mittleren Niederschlagsüberschusses ü b e r die V e r d u n s t u n g in ihrem S t r o m g e b i e t ermöglicht. In T a b e l l e 1 sind die Zahlenwerte zusammengestellt, die nach Wüst die Beziehung der Größe V e r d u n s t u n g minus Niederschlag zu dem Oberflächensalzgehalt der Ozeane zeigen. Nach den nördlichen B r e i t e n des Atlantisdien Ozeans ließ sich die Tabelle durch die Untersuchungen von A I b r e c h t (4) f ü r die Breiteng r a d e 5 0 ° und 6 0 ° ergänzen. T r ä g t man die Tabellenwerte von Salzgehalt und V e r d u n s t u n g minus Niederschlag in ein K o o r d i n a t e n s y s t e m ein, so f a n d Wüst, daß sie innerhalb einer größeren Anzahl von B r e i t e n g r a d e n eine gradlinige Abhängigkeit voneinander ergeben. F ü r den Atlantischeil Ozean bestehen annähernd lineare

Atlantischer Ozean Abb.1

Indischer Ozean

Ahl». 1. gehalt

D e r Z u s a m m e n h a n g zwischen d e m des

Meeres

und

der

Differenz

Oberflächensalz-

Verdunstung

N i e d e r s c h l a g in c m / J a h r n a c h W ü s t .

98

minus

Z u s a m m e n h ä n g e von 6 0 ° bis 2 5 ° N, von 1 5 ° N bis 5 ° N und von 5 S bis 5 0 ° S. Im Indischen Ozean von 3 0 ° bis 5 0 ° S, von 2 5 ° bis 1 5 ° S und von 2 0 ° bis 5 ° N sowie von 0 ° bis 1 0 ° S. I m Pazifischen Ozean liegen auf gleicher K u r v e di& Gebiete von 4 0 ° bis 1 5 ° N und von 1 0 ° bis 5 0 ° S. Hierbei scheint die Abgrenzung der Meeresgebiete mit verschiedenen Abhängigkeiten des Salzgehaltes vom Verdunstungsüberschuß gegeneinander durch die Zone der größten V e r d u n s t u n g gegeben zu sein. Am Niederschlagsäquator liegt ein Meeresgebiet, in dem die Abhängigkeit des Niederschlagsüberschusses vom Salzgehalt besonders groß ist. D a es sich im Vorliegenden lediglich um die E r m i t t l u n g der Verteilung von V — N längs der B r e i t e n k r e i s e handelt, nachdem schon Wüst die Mittelwerte f ü r die einzelnen B r e i t e n k r e i s e berechnet hatte, genügt f ü r die Betrachtungen dieser Arbeit lediglich die Fesstellung des rein funktionellen Zusammenhanges, ohne daß es nötig wäre, auf die Ursachen der verschiedenen Salzgehaltsverteilungen in ihrer Beziehung zum Niederschlagsüberschuß hier näher einzugehen. In Abbildung 1 sind die Z u s a m m e n h ä n g e graphisch dargestellt. Im Gegensat} zu den Verhältnissen über dem Meer kann über dem L a n d e nur ein Überschuß des Niederschlages über die V e r d u n s t u n g bestehen. Ü b e r die Differenz der tatsächlichen B o d e n v e r d u n s t u n g minus Niederschlag während eines J a h r e s liegen nur wenige Rechnungen vor. Aus den Wärmehaushaltsuntersuchungen f ü r verschiedene K l i m a g e b i c t e (5) ergibt sich f ü r P o t s d a m die Größe von 250 m m , f ü r I r k u t s k von 100 m m , f ü r Sodankylä in L a p p l a n d von 330 m m , f ü r die östliche Gobi von 0 m m , f ü r B a t a v i a von 85t) m m und f ü r die Station E i s m i t t e in Grönland 350 m m im J a h r . B i s auf die Gobi und die Station E i s m i t t e wurden alle Beobachtungen über niedrigem, meist aus G r a s bestehendem Bewuchs gewonnen. Sie können daher nicht als Maß f ü r die V e r d u n s t u n g der g e s a m t e n Erdoberfläche ohne weiteres angesehen werden. Denn in letjterem F a l l wirkt auch die Verdunstung der Gewässer und Wälder mit einem m e h r oder weniger . höheren Anteil mit. E s k a n n angenommen werden, daß die tatsächlichen V e r d u n s t u n g e n bis zu 30 4/o höher als die f ü r diese Stationen berechneten ausfallen werden. T r o t j d e m sind die f ü r die Stationen mit G r a s b o d e n erhaltenen W e r t e von erheblicheifl Wert. Sie zeigen z. B., daß die auf d e m Wege über die Wildsche V e r d u n s t u n g s w a a g e gewonnenen V e r d u n s t u n g s w e r t e f ü r das ganze J a h r in einigermaßen niederschlagsreichen Gegenden sehr wohl zur B e s t i m m u n g der wahren V e r d u n s t u n g herangezogen werden können. (Vgl. die Berechnungen ü b e r P o t s d a m und B a t a v i a in der zitierten Arbeit.) Aus ihnen geht weiter hervor, daß in G e g e n d e n mit s t a r k e r Schneedecke durch den W ä r m e a u f w a n d zur Schmelzung der Schneedecke sowie durch die dort auch meist f r ü h einsehenden H e r b s t f r ö s t e eine erhebliche zeitliche Beschränkung der J a h r e s z e i t mit s t a r k e r V e r d u n s t u n g zustande k o m m t . Als Beispiel f ü r eine Station mit derartiger Verdunstungsbeschränkung und hohem Niederschlag dient hier Sodankylä. Ähnliche Verhältnisse, aber geringerer Niederschlag bestehen in I r k u t s k . A u s den Untersuchungen in E i s m i t t e geht noch hervor, daß in den hohen polaren B r e i t e n die V e r d u n s t u n g gegenüber dem Niederschlag nur außerordentlich kleine Beträge erreicht.

Abfluß an der Mündung m 3 /sec Themse Seine Ems Weser Elbe Oder Weichsel Pregel Memel Düna Onega Petschora (Oberlauf) . . . Wolga

65 520

710 570 960

10 000

Fläche des Strom- Abflußgebietes höhe N - V cm/Jahr km2

Quelle Vgl. Nr. 7 d. Literaturverzeichn.

E i n M a ß f ü r d i e G r ö ß e d e r D i f f e r e n z Niederschlag m i n u s V e r d u n s t u n g über g r ö ß e r e G e b i e t e erhält m a n durch B e n u ß u n g d e r in der W a s s e r w i r t s c h a f t üblichen B e o b a c h t u n g e n der v o n d e n F l ü s s e n i n das M e e r gef ü h r t e n W a s s e r m e n g e n . D i e s e m ü s s e n , w i e i n d e r Wasserwirtschaft i m m e r b e t o n t wird (6), gleich d e r D i f f e renz N i e d e r s c h l a g m i n u s V e r d u n s t u n g i n d e m ganzen F l u ß g e b i e t sein, w e n n m a n hinreichend lange Zeitr ä u m e betrachtet. Natürlich sind f ü r die v o r l i e g e n d e Untersuchung nicht alle F l ü s s e gleich geeignet. N u r unsichere A n h a l t s p u n k t e f ü r d e n Niederschlagsüberschuß erhält m a n f ü r F l u ß g e b i e t e , v o n d e n e n ein w e s e n t l i c h e r T e i l i m H o c h g e b i r g e liegt. A u s z u w e r t e n sind d a g e g e n F l ü s s e m i t v e r h ä l t n i s m ä ß i g k l e i n e m Gef ä l l e , die durch e i n i g e r m a ß e n h o m o g e n e s Gelände fließen. In der T a b e l l e 2 sind die in Betracht k o m m e n den Daten für eine Reihe v o n Flüssen wiedergegeben, s o w e i t sie o h n e w e i t e r e s erreichbar w a r e n (7).

f f

13 680 76 700 8 200 37 900 134 900 109 000 193 000 13 600 91300 85 000 47 600

15,8 21,8 27,5 24,7 15,8 15,0 15,8 15,4 19,6 19,2 27,1

a,f a,f a •b e

65 700 1 409 000

51,1 22,5

b,f

37,4 12,5 12-18 7 — 13

f b,f d c

a,f a,f a,f a,f

e

Jangtsekiang. . . Huangho Ob Lena

22 000 3 285

Kongo Niger

75 000 25 000

3 230 000 1 200 000

73,5 72,8

b,f b,f

120 000 20 000

5 700 000 2 840 000

67,0 22,2

b,f b,f

17 500 10 000

3 020 000 1 366 000

18,3 23,2

f,f f,f

Amazonas Parana Mississippi . . . . St. Lorenz

. 1 872 863 2 943 2 100

000 000 000 000

Tabelle 2 D i e T a b e l l e zeigt, d a ß der Abfluß aus d e m f ü r Potsdam in Frage k o m m e n d e n Elbegebiet u m fast 10 c m / J a h r geringer ist als er nach d e n B e o b a c h t u n g e n des W ä r m e h a u s h a l t e s a m O b s e r v a t o r i u m sein m ü ß t e . D i e s e r U n t e r s c h i e d rührt zu e i n e m k l e i n e r e n T e i l daher, d a ß die W ä r m e h a u h a l t s b e r e c h n u n g nicht f ü r das langjährige Mittel der K l i m a d a t e n d e s O b s e r v a t o r i u m s e r f o l g t e , s o n d e r n m i t d e n Zahlen e x t r e m f e u c h t e n Jahres 1 9 0 3 a u s g e f ü h r t wurde. Z u m g r ö ß t e n T e i l ist er aber durch die Tatsache b e d i n g t , d a ß das an W a l d und G e w ä s s e r n reiche F l u ß g e b i e t d e r E l b e eine wesentlich h ö h e r e V e r d u n s t u n g a u f w e i s t als die trockene Grasfläche d e r B e o b a c h t u n g s w i e s e in P o t s d a m .

L e i d e r w a r e n A n g a b e n über die W a s s e r f ü h r u n g d e r finnischen u n d schwedischen S t r ö m e in L a p p l a n d jetjt nicht z u beschaffen, so d a ß eine u n m i t t e l b a r e K o n trolle d a r ü b e r f e h l t , in w e l c h e m U m f a n g e d e r f ü r Sodankylä i n N o r d f i n n l a n d b e r e c h n e t e W e r t d e s Niederschlagüberschusses durch die d o r t i g e n W ä l d e r u n d S e e n v e r m i n d e r t wird. E s ist aber z u e r w a r t e n , d a ß die D i f f e r e n z zwischen d e r V e r d u n s t u n g an d e r Station u n d i m z u g e h ö r i g e n F l u ß g e b i e t geringer ausfällt als in P o t s d a m , da d e r G r u n d w a s s e r s t a n d a n d e r lappländischen S t a t i o n wahrscheinlich erheblich h ö h e r ist. In diese Richtung w e i s t auch d i e Tatsache, d a ß d i e f ü r die T r o p e n s t r ö m e K o n g o u n d A m a z o n a s b e r e c h n e t e n A b f l u ß h ö h e n v o n 7 3 , 5 b z w . 6 7 , 0 c m / J a h r sogar nicht u n w e s e n t l i c h geringer sind als d e r V e r d u n s t u n g s w e r t unter e i n e r Grasnarbe, d e r b e i d e r e i n z i g e n b i s h e r untersuchten Tropenstation Balavia erhalten wurde (85,5 cm/Jahr). In d e n wasserreichen T r o p e n g e b i e t e n b e s t e h t also anscheinend k e i n n e n n e n s w e r t e r U n t e r schied zwischen Wald- u n d W i e s e n v e r d u n s t u n g . Zumal in d e n T r o p e n auch d i e G e w ä s s e r nicht viel ü b e r 100 cm/Jahr verdunsten können. B e i den- in der T a b e l l e v o n W e s t e n nach O s t e n ang e o r d n e t e n F l ü s s e n des europäischen Flachlandes nördlich d e r A l p e n ist deutlich e i n M i n i m u m d e s Abflußüberschusses b e i d e r Elbe, O d e r u n d W e i c h s e l zu b e m e r k e n , w ä h r e n d w e s t l i c h nach d e r S e i n e u n d östlich nach d e r W o l g a h i n e i n e erhebliche Z u n a h m e d e s Abflusses eintritt. Dieses Minimum hängt damit zus a m m e n , d a ß i n W e s t e u r o p a d e r Niederschlag w e s e n t l i c h h ö h e r e W e r t e a n n i m m t als b e r e i t s i n Ostdeutschland. D e r N i e d e r s c h l a g i m W e s e r - E m s g e b i e t b e t r ä g t rund 7 2 5 m m / J a h r g e g e n ü b e r r u n d 6 0 0 m m / J a h r i m ElbeOder-Weichsel-Gebiet. I n O s t e u r o p a wird d a g e g e n bei i m m e r noch w e i t e r a b n e h m e n d e m Niederschlag i n f o l g e d e r s t a r k e n A u s b i l d u n g d e r Schneedecke u n d Winterk ä l t e die V e r d u n s t u n g eingeschränkt. D a s M a x i m u m d e r D i f f e r e n z N — V liegt anscheinend zwischen Onega u n d Petschora. D e r h o h e W e r t d e s Abflusses f ü r d i e obere Petschora i n d e r T a b e l l e ist h i e r b e i n u r durch die N i e d e r s c h l a g s s t e i g e r u n g durch d e n Ural z u erklären. N o c h w e i t e r nach O s t e n n i m m t d i e D i f f e r e n z N — V w i e d e r ab, weil dann d e r N i e d e r s c h l a g i m m e r geringer wird. B e i d e r B e h a n d l u n g der V e r h ä l t n i s s e i m P o l a r g e b i e t k o n n t e d a v o n a u s g e g a n g e n w e r d e n , d a ß hier entsprechend d e n B e o b a c h t u n g e n v o n E i s m i t t e u n d auf anderen P o l a r s t a t i o n e n d i e V e r d u n s t u n g recht gering ist. F ü r d i e A n t a r k t i s konnte«! die B e t r a c h t u n g e n v o n Meinardus z u g r u n d e g e l e g t w e r d e n . F ü r d i e k a r t e n m ä ß i g e D a r s t e l l u n g d e s Wasserhaushaltes d e r E r d e durch d i e G r ö ß e V e r d u n s t u n g m i n u s Niederschlag (V—-N) w u r d e die Merkator-SansonP r o j e k t i o n gewählt. Sie hat den Vorteil, daß die P a r a l l e l k r e i s e als gleichabständige gerade L i n i e n erscheinen, w ä h r e n d die M e r i d i a n e als S i n u s k u r v e n v o n P o l z u P o l v e r l a u f e n , d e r e n g e g e n s e i t i g e r A b s t a n d auf j e d e m B r e i t e n g r a d k o n s t a n t u n d gleich d e m j e n i g e n i s t , d e n d i e M e r i d i a n e auf d e r K u g e l auf gleicher B r e i t e haben. D i e s e P r o j e k t i o n e r f ü l l t d e m n a c h auch d i e Bedingung d e r F l ä c h e n t r e u e . U m eine b e s s e r e Übersicht zu e r h a l t e n , ist d i e E r d e auf j e d e r W e l t k a r t e j e w e i l s zweimal dargestellt; einmal m i t d e m Zentralmeridian N u l l u n d einmal m i t d e m M e r i d i a n 1 8 0 Grad als Zentralmeridian. Hierdurch w e r d e n d i e V e r z e r r u n g e n

99

1) Ahl).

2.

Die

Verdunstung,

Verteilung waagerechte

der

Größen

Schraffnr,

Verdunstung in c m / J a h r b)

minus

über

die E r d o b e r f l ä c h e .

Meridian

180v

auf ein erträgliches Maß herabgesetyt und doch j e d e m Einzelbild eine (vollständige Darstellung E r d e gegeben.

auf der

In der Abbildung 2 a und b ist die kartenmäßige D a r s t e l l u n g des Verdunstungsiiberscbusses über den Niederschlag in Flächenschraffierung erfolgt. Sie wurde, wie schon ausführlich dargelegt, im wesentlichen über dem Meer auf Grund der Salzgehaltsbeobachtungen der Oberfläche und über dem L a n d auf G r u n d der Abfluß*) A n m e r k u n g : In A b b . 2 a unterblieb versehentlich die senkrechte S c h r a f f u r des Mittelmeeres, des Roten Meeres u n d des Persischen Golfes. Das Mittelmeer wurde fälschlich horizontal schraffiert.

100

Niederschlag, senkrechtc in d e r

a)

Schraffnr, und Niederschlag

Meridian

Null

in

der

minus

Kartenmitte,

Kartenmittc.

menge der Flüsse berechnet (,10). Hierbei sind die Verdunstungsüberschußgebiete durch senkrechte, die Niederschlagsüberschußgebiete durch horizontale Schraffur gekennzeichnet. F ü r die abflußlosen Gebiete wurde eine schräge S c h r a f f u r verwandt. Als S t u f e n wurden 50, 100, 150 und 200 c m / J a h r Niederschlagsbzw. Verdunstungsüberschuß durch verschiedene Strichweite gekennzeichnet. Von den mittleren B r e i t e n polwärts wurde auch noch die Niederschlagsüberschußkurven von 25 c m / J a h r wenigstens angedeutet. Als abflußlos wurden die Gebiete bezeichnet, deren Niederschlagsüberschuß weniger als 5 c m / J a h r b e t r ä g t . Deutlich treten auf der K a r t e die Gebiete starken Verdunstungsüberschusses in den subtropischen Mee-

reu h e r v o r . I h n e n stehen g e g e n i i b t r die G e b i e t e mit einem s t a r k e n Niederschlagsübersehuß ü b e r den tropischen K o n t i n e n t e n und über Südostasien. Eindrucksvoll h e b t sich gegen diese b r e i t e n G e b i e t e mit Niederschlagsübersehuß die geringe B r e i t e des Niederschlagsäquators ü b e r den M e e r e n ab. Nach den P o l e n zu schließen sich an die G e b i e t e mit einem s t a r k e n Verdunstungsüberschuß die G e b i e t e mit einem mäßigen Niederschlagsüberschuß in den W e s t w i n d z o n e n , der nur an einigen Stellen eine b e s o n d e r e H ö h e erreicht. Es sind dies die G e b i e t e s t a r k e r Niederschläge an der K ü s t e n k o r d i l l i e r e in Chile und an den G e b i r g e n im W e s t e n von K a n a d a und Alaska, In den übrigen Geb i e t e n der m i t t l e r e n B r e i t e n überschreitet der Niederschlagsüberschuß nur wenig die 5 0 - c m - G r e n z e . Auch diese Ü b e r s c h r e i t u n g findet nur ü b e r den M e e r e n statt, also auf der N o r d h a l b k u g e l ü b e r dem nördlichen atlantischen und pazifischen Ozean in etwa 6 0 ° bzw. 55 B r e i t e ; w ä h r e n d sich auf der Südhalbkugel ein mindestens 2 7 0 L ä n g e n g r a d e u m f a s s e n d e r Gürtel erh ö h t e n Niederschlages in etwa 5 5 ° B r e i t e , um den Südpol legt. Auch in ihm b e t r ä g t der Niederschlagsüberschuß nur wenig ü b e r 5 0 cm. D i e F e s t l a n d m a s s e n in den gemäßigten B r e i t e n der N o r d h a l b k u g e l empfangen kaum m e h r als 2 5 cm Niederschlagsüberschuß im J a h r . Das niederschlagsarme P o l a r g e b i e t beginnt auf der N o r d h a l b k u g e l erst in 8 0 ° B r e i t e , w ä h r e n d es auf der Südhalbkugel b e r e i t s in 7 5 ° B r e i t e wirksam wird. (In A b b . 2 a ist das Südpolargebiet versehentlich nicht als niederschlagsarm gekennzeichnet.) BedeuGröntend ist der Niederschlagsüberschuß über land, Spitjbergen und F r a n z - J o s e f s - L a n d . E r muß trotj der großen M e ß s c h w i e r i g k e i t e n von Niederschlag in P o l a r g e g e n d e n nach ü b e r e i n s t i m m e n d e r Ansicht fast aller B e a r b e i t e r als reell angesehen werden. D i e K a r t e zeigt, daß e r durch den G o l f s t r o m bedingt ist. Durch die bei diesen Niederschlägen f r e i werdende K o n d e n s a t i o n s w ä r m e findet eine erhebliche E r w ä r m u n g der L u f t statt. D i e L u f t k a n n sich in solchen G e b i e t e n , wie schon m e h r f a c h ausgeführt, nicht so s t a r k abk ü h l e n , wie ü b e r a n d e r e n G e b i e t e n ähnlicher B r e i t e , a b e r mit geringeren Niederschlägen. D e m z u f o l g e m u ß a n g e n o m m e n w e r d e n , daß die V e r l a g e r u n g des winterlichen K ä l t e p o l e s nach Ostsibirien eine F o l g e des Golfstromeinflusses ist, der die hohen Niederschläge und die damit v e r b u n d e n e W ä r m e z u f u h r an die L u f t noch ü b e r 8 0 ° N o r d b r e i t e hinaus nördlich von Spitjbergen und F r a n z - J o s e f s - L a n d wirksam werden läßt, w ä h r e n d in dem winterlich trockenen Ostsibirien in der H ö h e eine solche W ä r m e z u f u h r f e h l t . Als weitere interessante Gebiete der Karte sind die Gebiete stärksten Verdunstungsüb'erschusses im Arabischen G o l f , Rotem Meer und östlichen Mittelmeer zu nennen. Extrapoliert m a n aus den K u r v e n der Abbildung 1 den Verdunstungsüberschuß aus dem Salzgehalt, so e r h ä l t man f ü r diese G e b i e t e einen V e r d u n s t u n g s ü b e r s c h u ß bis zu m e h r als 2 0 0 e i n / J a h r . D i e s e Z a h l e n werden auf der E r d e vermutlich auch nicht vom Kaspischen M e e r und dem A r a l s e e überschritten. Sie sind also als die g r ö ß t e n der E r d e zu bezeichnen. D i e e x t r e m e n Niederschläge finden alle an G e b i r g e n statt. H i e r sind die asiatischen Monsunregen b e s o n d e r s im Ostteil des Himalaya, die Niederschläge an der Nordwestecke von S ü d a m e r i k a und an der K a m e r u n k ü s t e die weitaus ergiebigsten. Sie -alle werden von S t r ö m u n g e n gespeist,

die aus dem Ostteil der V e r d u n s t u n g s ü b e r s c h u ß g e b i e t e im südlichen Indischen, Pazifischen und Atlantischen Ozean k o m m e n . W i e schon erwähnt, finden sich über den T r o p e n weiträumige G e b i e t e mit s t ä r k e r e m Niederschlagsüberschuß nur ü b e r den K o n t i n e n t e n und in dem mit I n s e l n s t a r k d u r c h s e h e n G e b i e t von Insulinde, während ü b e r den W e l t m e e r e n der Niederschlagsäquator nur als ein schmales B a n d erscheint. D i e E r k l ä r u n g f ü r iidiese Erscheinung ist dadurch gegeben, daß ü b e r den M e e r e n eine thermische K o n v e k t i o n an sidi nicht zustande k o m m e n k a n n . D e n n die Voraussetjung hierfür ist eine s t a r k e Uberhitjung der U n t e r l a g e , die nur bei f e s t e m B o d e n e i n t r e t e n k a n n . I m großen gesehen findet also nur ü b e r den L a n d g e b i e t e n die großräumige v e r t i k a l e Umlagerung s t a t t , die, von W ä r m e g e w i t t e r bildung und s t ä r k s t e n Niederschlägen b e g l e i t e t , die T r o p e n z o n e kennzeichnet. Ü b e r den M e e r e n k o m m e n Niederschläge nur bei dem gegenseitigen Überschieben von L u f t m a s s e n , also bei K o n v e r g e n z , zustande (11). In der Gegend des Niederschlagsäquators ist dies durch die B e g e g n u n g der beiden P a s s a t e von der Nord- und Südhalbkugel ohne w e i t e r e s gegeben. Durch diese B e t r a c h t u n g wird auch k l a r , weshalb der Niederschlagsäquator über den M e e r e n im J a h r e s g a n g seine L a g e n u r um wenige G r a d e nach N o r d e n und Süden ändert. D e n n der S t r ö m u n g s ä q u a t o r der E r d e kann sich schon aus S y m m e t r i e g r ü n d e n im L a u f e eines J a h r e s k a u m viel verschieben (12). I m G e g e n s a ^ hierzu weisen die ü b e r den g r o ß e n F e s t l ä n d e r n bzw. Inselkomplexen liegenden tropischen Niederschlagsgebiete deutlich die doppelte J a h r e s w e l l e der Niederschlagskurve mit den Maximis zu den Solstitien auf ( 1 3 ) , weil die T ä t i g k e i t der thermischen K o n v e k t i o n natürlich eng mit dem B e s t r a h l u n g s z u s t a n d zusammenhängt. D a in den K a r t e n sowohl die V e r d u n s t u n g s g e b i e t e als auch die Niederschlagsüberschußgebiete dargestellt sind, liegt es n a h e , auch B e t r a c h t u n g e n ü b e r die mittleren W e g e der w a s s e r f ü h r e n d e n L u f t m a s s e n von den G e b i e t e n mit V e r d u n s t u n g s ü b e r s c h u ß zu denen mit Niederschlagsüberschuß zu zeichnen. Dies ist in den K a r t e n 3 a und b versucht worden. I n ihnen sind die Verdunstungs- und Niederschlagsüberschußgebiete nur angedeutet und der H a u p t w e r t auf die P f e i l e gelegt, die die Niederschlagswege ü b e r die E r d o b e r f l ä c h e ann ä h e r n d angeben sollen. Selbstverständlich können derartige P f e i l e nur ein ziemlich rohes B i l d d e r Richtung der wirklich stattfindenden m i t t l e i e n Luftversetjungen geben. Sie lassen a b e r trotjdem e r k e n n e n , welche Niederschlagsund Verdunstungsüberschußgebiete m i t e i n a n d e r in B e z i e h u n g stehen. Was die V e r h ä l t n i s s e von E u r o p a b e t r i f f t , so wird aus ihnen vor allem k l a r , daß ganz E u r o p a , und Nordasien sein Niederschlagswasser aus dem G e b i e t e des Nordpassats des Atlantischen Ozeans, also aus dem Azorenhoch, bezieht. Auch N o r d a m e r i k a erhält sein Niederschlagswasser aus diesem V e r d u n s t u n g s g e b i e t (Niederschlagsweg c). Mit c' ist ein Niederschlagsweg bezeichnet, der im W i n t e r ( D e z e m b e r bis F e b r u a r ) das u n t e r e Mississippigebiet vom Golf von M e x i k o h e r mit Niederschlagswasser v e r s o r g t . E i n w e i t e r e r g r o ß e r Niederschlagsweg wurde ü b e r dem N o r d a t l a n t i k eingezeichnet (b). E r v e r s o r g t das große Niederschlagsüberschußgebiet zwischen Neufundland und Island. B e i ihm

101

a

Abb.

3.

Die

hauptsächlichsten

Niederschlagswege

auf

der Erde,

in d e r

findet, wie in der Darstellung anzudeuten versucht wurde, der Niederschlag besonders auch auf der Nordseite der Zyklonenzentren statt. B e i den beiden anderen, vom Azorenhoch nach Nordwesten bzw. Nordosten gehenden Niederschlagswegen a und c ist natürlich die W a r m f r o n t der Zyklonen der eigentliche Niederschlagsträger. D a s Azorenhoch liefert außerdem, wie besonders aus der Niederschlagskarte von Süda m e r i k a hervorgeht (14), auch f ü r das Amazonasgebiet einen großen Teil des Niederschlages. Die D a u e r dieser W a s s e r z u f u h r reicht von D e z e m b e r bis Juli. Demgegenüber ist die Zeit des stärksten Niederschlages im nördlichen Atlantik die Zeit von S e p t e m b e r bis D e z e m b e r . Die f r ü h e r angestellten Berechnungen ergaben, daß um diese Zeit auch die V e r d u n s t u n g in diesem Gebiet am s t ä r k s t e n ist. Einige Beispiele f ü r die tatsächlich im einzelnen v o r k o m m e n d e n L u f t m a s s e n b a h n e n aus

102

a)

Meridian

Null

in

der

Mitte,

Ii) M e r i d i a n

180'

Mitte.

dem Azorenhoch gibt die Abb. 4 wieder. In ihr sind die T r a j e k t o r i e n der L u f t m a s s e n dargestellt, die im J a n u a r 1939 und Juli 1938 drei P u n k t e im Gebiet des Azorenhochs überwehten (15). Hierbei bedeuten die E n d p f e i l e der L u f t m a s s e n gewöhnlich auch die Stellen, an denen sie endgültig durch sie unterfließende k ä l t e r e unter Niederschlagsausfall vom B o d e n abgehoben wurden. D a s dem Azorenhoch im N o r d a t l a n t i k entsprechende Passatgebiet im Südatlantik beliefert während der Monate N o v e m b e r bis März das Amazonasgebiet vom Südosten her und vom F e b r u a r bis J u l i vom Ostnordosten her entlang der N o r d k ü s t e von Brasilien (Niederschlagßwege h und g). Dieses Verdunstungsgebiet gibt auch Wasser an das Westafrikanische Niederschlagsgebiet (Niederschlagsweg i) und nach K a m e r u n (Niederschlagsweg k), sowie überhaupt an das K o n g o g e b i e t

Abb. 4.

a) T r a j e k t o r i e n der L u f t m a s s e n , die an den T a g e n

des Januar 1939 drei verschiedene P u n k t e des N o r d a t l a n t i k

Abb. 4.

b) T r a j e k t o r i e n der L u f t m a s s e n , die an den T a g e n

des Juli

1938

drei

verschiedene

Punkte

des

Nordatlantik

überflössen.

überflössen.

ab. Die Niederschlagsabgabe längs dieser letjteren beiden Wege erfolgt weit überwiegend von Mai bis Sept e m b e r bzw. Juni bis Oktober. Demgegenüber folgt der Niederschlag im Kongogebiet dem Sonnenstande. Mit anderen Worten verlagert sich der Niederschlagsweg k mit dem Sonnenstande parallel zu sich selbst längs der Westküste des äquatorialen Afrikas. Aus dem Süden des Südatlantischen Verdunstungsgebietes f ü h r t

ein Niederschlagsweg m nach dem Niederschlagsüberschußgebiet in 55° S und trifft ihn im allgemeinen etwa südlich von Afrika, soweit f ü r diese Wasserversdiiebung auf breiter Front überhaupt die Bezeichnung „Niederschlagsweg" noch benutjt werden kann. F ü r die Bahnen dieser Wasserverfrachtung, die den Niederschlagswegen a und b im Nordatlantik entsprechen, ist eine starke jahreszeitliche Änderung nicht anzunehmen.

103

104

Juli 1928

105

Ähnlich wie f ü r den Indischen Ozean die Stationen Kerguelen (16) und Macquarie-Insel (17) keinen wesentlichen jährlichen Gang des Niederschlages aufweisen. F ü r den Stillen Ozean läßt sich eine gleiche Gliederung der Niederschlagswege annehmen. Doch wirkt sich in diesem Ozean der Asiatische Monsun entscheidend auf alle Strömungsvorgänge aus, zu dem wegen der verhältnismäßigen Kleinheit des kanadischen Festlandes im atlantischen R a u m kein Gegenstück besteht. Für die von dem nördlichen Verdunstungsgebiet ausgehenden Niederschlagswege ergibt die Zeichnung der T r a j e k t o r i e n (18) das Vorherrschen von zwei Bahnen a und b, die den gleich bezeichneten im Atlantik äußerlich entsprechen. Es wird aber die Bahn b fast nur in der Zeit des Sommermonsuns benutjt, während auf der Bahn a d e r Transport des Niederschlagswasssers vorwiegend während des Herbstes und Winters erfolgt. Der Weg a trifft auf die K ü s t e n k e t t e der Anden in den Vereinigten Staaten, Kanada und Alaska, also auf das Kaskadengebirge, die Seealpen und das Alaskagebirge und gibt dort sein gesamtes Niederschlagswasser ab. Die in der Abbildung 5 dargestellten T r a j e k t o r i e n f ü r J a n u a r und Juli 1928 mit den Ausgangspunkten 25° NB und 145° und 165° EL bzw. 165° WL zeigen, wie im einzelnen diese Niederschlagswege zustande kommen. Sie lassen z. B. auch erkennen, daß der Niederschlagsweg c beonders während des Sommermonsuns Wasser nach J a p a n bringt. Ganzjährig wird vor allem aber die Niederschlagsbahn d benut}t, die die Philippinen und Insulinde von Osten h e r mit Wasser versorgt. D e r Zweig zur Südchinaküste bildet sich besonders im Sommer aus. Die Niederschlagswege e und f deuten den Wassertransport aus dem Passatgebiet nach dem Niederschlagsgürtel des Niederschlagsäquators an. Im südlichen Pazifik ist die Bahn h besonders ergiebig. Sie bringt aus dem großen südlichen Verdunstungsgebiet während des ganzen Jahres Wasser nach dem R a u m um Neuguinea. Die Strömung g entspricht dem Niederschlagsweg f im Norden. Sie schafft nur Wasser an den Niederschlagsäquator. Die Strömungen i und k bringen aus dem Ostteil des südlichen pazifischen Verdunstungsgebietes die großen Wassermassen an die Nordwestecke von Südamerika und an den angrenzenden Teil von Mittelamerika, die dort an den Küstengebirgen zum Niederschlag kommen. W ä h r e n d k das ganze J a h r hindurch benutjt wird, werden auf i nur während der Monate Mai bis November erhebliche Niederschlagsmengen h e r a n g e f ü h r t . Die Niederschlagswege m und n versinnbildlichen den Ausfluß aus dem südpazifischen Verdunstungsüberschußgebiet nach Süden und entsprechen somit den Wegen a und b im Norden. Da westlich des Weges von n ein Kontinent, also ein Monsuneinfluß fehlt, ist anzunehmen, daß n das ganze J a h r hindurch ziemlich gleichmäßig fließt. Der Niederschlagsweg m trifft in gleicher Weise wie im Norden a in 40° bis 55° S Breite auf die Anden und wird hier zur Abgabe des gesamten m i t g e f ü h r t e n Wassers gezwungen. Der Niederschlag erfolgt vorwiegend im Südwinter von März bis September. Im Indischen Ozean kann naturgemäß nicht die Rede davon sein, daß die Niederschlagswege denen entsprechen, die im Atlantik und Pazifik die gleiche Be-

106

zeichnung tragen. Entscheidend ist f ü r das Zustandekommen aller L u f t s t r ö m u n g e n im Indischen Ozean der Monsun. E r veranlaßt als Südwestmonsun im Nordsommer das Entstehen der Niederschlagswege a und b, die das Niederschlagswasser aus dem intensiven Verdunstungsgebiet im Arabischen Golf an den Himalaya bzw. an die Westküste von Vorderindien bringen. Die Zeit des Sommermonsuns, in der diese Strömungen bestehen, dauert von Juni bis Oktober. Aus dem Indischen Ozean südlich des Niederschlagsäquators stammt die Niederschlagsbahn c, die im Sommer von Mai bis Juli Wasser über Kenia bis nach Abessinien führt. (19). Der im Nordwinter über dem Arabischen Golf herrschende Nordostmonsun läßt das im Golf verdunstete Wasser bereits in dem tropischen Niederschlagsgürtel wieder herausfallen und gibt so zu den im Nordwinter beonders hohen Niederschlägen auf den Seychillen Veranlassung (21). Im Nordwinter (Dezember bis März) werden auch auf dem Niederschlagswe.ge h wasserführende Luftmassen aus dem Passatgebiet des Südindisdhen Ozeans im Zuge des Passats nach Nordwesten geführt. Sie gelangen ü b e r Madagaskar nach dem Sambesi und von dort nach dem Kongobecken (20). Die größte Wassermenge wird aber aus dem Osten des Passatgebietes des Südindischen Ozeans zunächst im Zuge des Passats nach Nordwesten und dann unter Umbiegung unter Einfluß der Monsunströmung nach Norden an die Küsten Birmas und Sumatras bef ö r d e r t (Niederschlagsweg i und k). Hierbei kommt es schon in dem Gebiet der Stillen südwestlich von Sumatra zu erheblichen Niederschlägen, während die Hauptwassermassen erst beim A u f t r e f f e n auf die Gebirge des Festlandes zum Ausfall kommen. Der Weg i wird in der Zeit von Mai bis November benutyt, während auf k einige Monate länger, nämlich von April bis Dezember Niederschlagswasser h e r a n g e f ü h r t wird. Von der Südseite des Verdunstungsgebietes des Südindischen Ozeans gehen die L u f t t r ö m u n g e n m und n aus, die als W a r m l u f t s e k t o r e n der dort vorbeiwandernden Zyklonen den Niederschlag im Niederschlagsüberschußgebiet um 55° S erzeugen. Es mag hier nochmals betont werden, daß, wie schon die Abbildungen 4 und 5 zeigen, die hier angegebenen Niederschlagswege nicht eigentliche Straßen der Warmluftmassen darstellen, sondern nur die allgemeine Richtungstendenz des Wassertransportes in der Atmosphäre wiedergeben sollen, der sich gewöhnlich in einem wesentlich breiteren Gebiet abspielt, als es durch den Niederschlagsweg angedeutet werden kann. Zur Deutlichmachung der Beziehung zwischen zusammengehörigen Verdunstungs- und Niederschlagsüberschußgebieten erscheinen sie aber k a u m entbehrlich. Wichtig erscheint bei allen diesen Betrachtungen, daß die Westwindtrift sowohl des nördlichen als auch des südlichen Pazifischen Ozeans an den Anden auf Gebirge mit Paßhöhen von m e h r als 3000 m trifft. Nennenswerte Wassermengen können über diese Höhen nicht mehr gefördert werden, und die sie überwehenden Luftmassen verlieren vorher ihren Wassergehalt durch Niederschläge. Die Folge davon sind ganz allgemein höhere Niederschläge im Pazifischen Ozean als auf gleicher Breite im Atlantisdien Ozean (22). Auch der Nordostpassat des Pazifischen Ozeans ist niederschlagsreicher als die entsprechende Strömung des Atlantik (23). Ebenso wie in den mittleren nördlichen

a

Abb. 6.

a) Die Landeeite der E r d e , b)

und südlichen Breiten wirken die Anden auch in Mittelamerika nördlich von P a n a m a bis Mexiko, wie die Niederschlagskarten dieser Gegend zeigen, als fast vollständige Niederschlagsscheide. Dasselbe gilt f ü r den unmittelbar an Mittelamerika anschließenden äußersten Nordwestteil von Südamerika. Auch über die nach Süden und Norden an diese Gebiete bis zum 40. Grad nördlicher und südlicher Breite anschließenden Andenteile würde kein nennenswertes Niederschlagswasser hinüberlangen, wenn nicht ohnehin die atmosphärische Zirkulation hier f ü r größere Wasserdampfmengen unüberschreitbare Wüstengebiete h ä t t e entstehen lassen. So b i l d e n d i e A n d e n e i n e n f ü r W a s s e r dampf beinahe unübersteigbaren S p e r r i e g e l in d e r L u f t h ü l l e d e r Erde, der die den P a r a l l e l k r e i s e n folgende

Die Wasserseite

der

Erde.

atmosphärische Zirkulation senkrecht durchschneidet. Sie trennen damit die Erdkugel i c eine westlich.^ von ihnen gelegene Wasserseite und eine östlich von ihnen liegende Landseite. Die Wasserseite u m f a ß t den gesamten Pazifischen Ozean und Indischen Ozean und reicht bis in den diese Ozeane westlich begrenzenden Landgebieten so weit nach Westen, als die vom Meere kommenden Monsunströmungen ihren Niederschlag tragen. Die Landseite u m f a ß t den übrigen Teil der Erdoberfläche. In Abbildung 6 ist die Wasser- und Landseite der Erde in der Zeichnung dargestellt. Da die Westbegrenzung der Wasserseite der Erde zum großen Teil durch die innerasiatischen r.nd afrikanischen Wüstengebiete erfolgt, bestehen bei der Abgrenzung lediglich in Sibirien und in I n n e r a f r i k a zunächst Zweifel. Sie lassen

107

sich in Sibirien durch die Beachtung der Windrichtungen zur liauptniederschlagszeit verhältnismäßig leicht lösen und e r f o r d e r n lediglich in I n n e r a f r i k a eine zunächst noch umstreitbare Festsetjung. Vorläufig wurde hier der 25. Längengrad zwischen der Kalahari und der Sahara als Grenze angenommen. Da von der Wasserseite der E r d e auch ein großer Teil, aber nicht der ganze Niederschlag in der Antarktis geliefert wird, mußte auch in der Antarktis eine Grenze zwischen der Land- und der Wasserseite festgelegt werden. Sie ist hier gleichbedeutend mit der Grenze zwischen den vom Atlantischen und den vom Indischen Ozean herstammenden Niederschlägen. Diese Grenze wurde vom Kap Agulhas nach dem Enderby-Land gezogen. Die Ostgrenze der Wasserseite südlich von Südamerika verläuft zwanglos von Kap Horn nach der Nordspitje des Grahamlandes. Nach dieser Definition u m f a ß t die Wasserseite der E r d e alle vom Indischen und Stillen Ozean bewässerten Teile der Erdoberfläche, während die Landseite ausschließlich vom Atlantischen Ozean her mit Wasser versorgt wird. Die Fläche der Festlandgebiete, ohne die Wüsten, die der Atlantische Ozean allein mit Wasser zu versorgen hat, ist etwa doppelt so groß wie die vom Indischen und Pazifischen Ozean versorgten Festlandgebiete. Noch extremer liegen die Verhältnisse f ü r das Landgebiet von Nordamerika und Europa-Sibirien. Beide Gebiete und der Nordatlantik werden nur aus dem nördlichen und westlichen Azorenhoch mit Niederschlagswasser beliefert. Nun haben die bisherigen Untersuchungen des Wärmehaushaltes gezeigt, daß im W i n t e r die bei der Kondensation des Niederschlagswassers freiwerdende Warme die wichtigste Wärmequelle f ü r die Atmosphäre der mittleren Breiten bildet (24). Die tiefen Winterl e m p e r a t u r e n in Kanada können also auf die verhältnismäßige Niederschlagsarmut dieses Gebietes im Winter zurückgeführt werden und damit legten Endes auf seine Absperrung von den Wassermengen des Stillen Ozeans durch die Anden. Ganz allgemein aber veranlaßt die verhältnismäßig geringe in der L u f t zur Umsetjung gelangende Wassermenge über den Festlandgebieten von Nordamerika und Europa-Sibirien verhältnismäßig kalte Winter. Sie werden f ü r Europa allerdings durch das Bestehen des Golfstromes gemildert. Durch ihn werden nämlich erhebliche Wärmemengen nach Norden g e f ü h r t , die z. B. beim KuroSchio zur Verdunstung im Passatgebiet aufgewendet werden u n d dort die latente W ä r m e im Zuge der Passatströmung nach Süden verfrachten. Nach diesen Betrachtungen ist anzunehmen, daß bei sonst gleichen Verhältnissen, aber ohne Bestehen der Andenkette, in Nordamerika, aber • auch in EuropaSibirien bei wesentlich höheren Niederschlägen erheblich wärmere Winter herrschen würden. In paläoklimalischer Hinsicht würde das bedeuten, daß erst nach Aufwölbung der Anden in der späteren Tertiärzeit {25) die winterlichen Kältegrade so hoch wurden, daß entsprechend der Theorie von Minlankowitsch Eiszeiten in periodischer Folge entstehen konnten. Auch die f ü r das J u n g t e r t i ä r dann zu f o r d e r n d e n starken Niederschläge sind, zum mindesten f ü r die mitteleuropäische Braunkohlenzeit, erwiesen (26). Uber derartige Betrachtungen hinaus gewährt die hier vorgenommene Zweiteilung der E r d e mit Rück-

108

sicht auf ihren Wasserumsatj den Vorteil, daß es nunmehr möglich ist, den Wasserhaushalt eines jeden dieser Gebiete getrennt zu behandeln. Es lassen sich nunmehr Untersuchungen der Verdunstung und des Niederschlages im Indopazifischen R a u m durchführen, die endlich Klarheit über die R e d u k t i o n s f a k t o r e n erwarten lassen, mit denen Niederschlag und Verdunstung belegt werden müssen, um Gleichheit zwischen beiden Größen zu erzielen. Auch der Strahlungsumsa^ kann dann zur Kontrolle dieser Größen herangezogen werden. Die in der vorliegenden Arbeit benutjte Wüstsche Reduktion (27) der Scliottschen Niederschlagswerte mit dem F a k t o r 0,72 erscheint noch etwas zu hoch, da bei der Planimetrierung der Wasserseite der Erde der gesamte Verdunstungsüberschuß als etwas größer als der Niederschlagsüberschuß erschien.

Zusammenfassung: D i e Größe Verdunstung minus Niederschlag oder ihr negativer Wert Niederschlag minus Verdunstung ist sowohl für den Wasserhaushalt von Meer und Land als auch für den Wärmehaushalt der L u f t von erheblicher B e d e u t u n g . Ihre Verteilung über die Erdoberfläche läßt sich, w e n n man von der an sich auch möglichen umständlicheren Berechnung im einzelnen zunächst absieht, für die Meere in Weiterverfolgung von Betrachtungen von G. Wüst aus d e m Salzgehalt der Meeresoberfläche und für das Land aus dem Abfluß der Flachlandströme ermitteln. Das Ergebnis dieser Untersuchungen bildet eine Karte der Verteilung v o n Niederschlags* und Verdunstungsüberschuß über die Erdoberfläche, die in der Arbeit w i e d e r g e g e b e n ist. Durch diese Darstellung läßt sich besonders die Verlagerung der winterlichen K ä l t e p o l e auf der Nordhalbkugel nach d e m Innern Sibiriens durch die L u f t e r w ä r m u n g erklären, die das eigentliche Polargebiet i n f o l g e der verhältnismäßig h o h e n , v o m Golfstrom verursachten Winterniederschläge erfährt. In den Tropen fällt der Unterschied der breiten Zone mit Niederschlagsüberschuß über den Landgebieten gegenüber dem schmalen Niederschlagsäquator über den Meeren besonders auf. Er findet seine Erklärung durch das F e h l e n der Wärmegewitter über dem Meer. A u s diesem Grunde bleibt auch die starke Verschiebung der Niederschlagszone mit dem Sonnenstande in den T r o p e n an die Landgebiete gebunden, während der Niederschlagsäquator über den Meeren nur verhältnismäßig kleine jahreszeitliche Verschiebungen erfährt. Das in der Karte deutlich hervortretende N e b e n e i n a n d e r von Verdunstungs- und Niederechlagsgebietcn legt den Versuch zur Zeichnung der Niederschlagswege zwischen beiden Gebieten nahe. D i e hauptsächlichsten Niederschlagswege und die Zeit ihrer B e n u g u n g w e r d e n besprochen u n d Vergleiche dieser idealisierten L u f t m a s s e n b a h n e n mit den einzelnen Trajektorien während eines Sommer- u n d eines Wintermonats für den nördlichen Atlantischen und Stillen Ozean durchgeführt. Als wesentliches Ergebnis dieser Betrachtungen erscheint die Zweiteilung der Erde durch die K e t t e der A n d e n in eine westlich von ihnen g e l e g e n e n Wasser- und eine östlich von ihnen liegende Landseite. D i e Wassersoite u m f a ß t den Indischen und Stillen Ozean mit ihren Randgebieten, die bis an die afrikanischen u n d asiatischen W ü s t e n reichen; die Landseite den größten Teil der Festländer der Erde, die v o m Atlantischen Ozean mit Wasser versorgt werden. Die Tatsache, daß die Meere zwei Drittel der Erdoberfläche bedecken, k o m m t also für die Wasserversorgung des größten Teiles der Festländer nicht zur Wirkung. B e s o n d e r s ungünstig stellt sich die Wasserversorgung für die Landmassen von Europa-Sibirien und Nordamerika, die allein aus dem

Azorenlioch s t a t t f i n d e t , das seinerseits noch erhebliche Wass e r m e n g e n nach Südamerika abgibt. Die W i n t e r k ä l t e in K a n a d a u n d Ostsibirien in v e r h ä l t n i s m ä ß i g niedrigen Breiten findet in dem Mangel an K o n d e n s a t i o n s w ä r m e in der L u f t bei f e h l e n d e m Winterniederschlag ihre zwanglose Erklärung. Es wird darauf hingewiesen, daß erst seit der H e b u n g der A n d e n gegen E n d e der T e r t i ä r z e i t die periodischen Eiszeiten e i n t r a t e n , die d e m z u f o l g e mit der j e g t b e s t e h e n d e n Zweiteilung der E r d e in Z u s a m m e n h a n g gebracht w e r d e n . Schrif

ttumverzeichnis.

(1) Vgl. z. B. F. Albrecht, (2) F. Albrecht,

Met. Zeitschr. 1937, S. 471.

Met. Zcitschr. 1943, S. 53.

(3) G. 'Wüst, Oberflächensalzgehalt, V e r d u n s t u n g und Niederschlag auf den W e l t m e e r e n . Landeskundliche Forschung. F e s t s c h r i f t N o r b e r t K r e b s zur V o l l e n d u n g seines 60. L e b e n s j a h r e s . (4) F. Albrecht,

Wiss. Abh. d. R f W . , Bd. V I I I , Nr. 2, S. 36,

(5) F. Albrecht, Untersuchungen über den W ä r m e h a u s h u l t der Erdoberfläche in verschiedenen Klimagebieten. Wiss. Abh. d. R f W . , Bd. V I I I , Nr. 2, S. 36. (6) Vgl. z. B. R. Drenkhahn, Kreislauf der Gewässer u n d Gewässerkunde. Sammlung Göschen Nr. 960, S. 29. (7) a) R? Drenkhahn a. a. 0 . S. 31 u. a. b) Engler, H a n d b u c h des Wasserbaues, Leipzig 1921, S. 161. c) B. B. Zaikov, in Mémoires de l ' I n s t i t u t Hydrologique Vol. XI, L e n i n g r a d 1934. d) P. P. Pivardis, in Mémoires de l ' I n s t i t u t Hydrologique Vol. XI, L e n i n g r a d 1934. e) Skatschkaov, in Mémoires de l ' I n s t i t u t Hydrologique Vol. XI, L e n i n g r a d 1934. f) Nachschlagewerke. (M F. Albrecht, Wiss. Abh. d. R f W . , Bd. V I I I , N r . 2, S. 73, in Bd. IV, Teil U von Köppen-Geiger, (9) Meinardns H a n d b u c h der Klimatologie, S. 44. (10) G. Schott, G e o g r a p h i e des Atlantischen Ozeans, Hamburg 1942, T a f e l X V I u n d Ders. Geographie des Indischen u. Stillen Ozeans, HamDurg 1935, T a f e l X X V I I . (11) Vgl. Dejant. V o r t r a g Berlin 1929. (12) W. Werenskiöld, Mean M o n t h l y Air T r a n s p o r t over t h e N o r t h Pacific Ocean, Geofysiske P u b l i c a t i o n e r Vol I I Nr. 9. (12) R. Westermann, Der meteorologische Ä q u a t o r im Stillen Ozean. Aus dem Archiv der Deutschen Seewarte 1906. (13) ]. Boerema, T y p e n van Regenval in NederlandschI n d i e . K o n . Magn. en Met. Obs. te Batavia, V e r h . 18. (14) K. Knoch, Klima von Südamerika, Köppen-Geiger, H a n d b u c h der Klimatologie Bd. I I , Teil G, S. 69. (15) Täglicher W e t t e r b e r i c h t

der Deutschen

(16) G. Schott,

Ann. d. H y d r . 1933, S. 6.

(17) G. Schott,

A n n . d. H y d r . 1933, S. 6.

Seewarte.

(18) T h e I m p e r i a l Marine Observatory, Kobe, J a p a n , Daily W e a t h e r Charts of t h e N o r t h Pacific Ocean. (19) Vgl. z. B. Hann,

(22) G. Wüst,

der Klimatologie,

d e r N i e d e r s c h l a g s m e n g e in

den

Deutschland"

in

der

Zeitschrift

für

Meteorologie,

J a h r g . 1, H e f t 1, S. 2 3 — 2 5 . Bei der A u s w e r t u n g d e r K a r t e „ V e r h ä l t n i s der s o m m e r l i c h e n zu d e n w i n t e r l i c h e n N i e d e r s c h l ä g e n " a u f S e i t e 2 4 ist d e m V e r f a s s e r m e i n e s E r a c h t e n s e i n I r r t u m u n t e r l a u f e n bei der Angahe der geschlossenen Gebiete mit der a n d e r t h a l b f a c h e n S o m m e r m e n g e . D i e S o m m e r m e n g e bleibt u n t e r 1,50 der W i n t e r m e u g e westlich e i n e r in vielen W i n d u n g e n f o l g e n d e r m a ß e n verlaufenden Linie: Hiddensee — W a r e n — Gardel e g e n —• H e l m s t e d t — P e i n e — B r a u n l a g e — W o r b i s —• H o l z m i n d e n — V o g e l s b e r g — S ü d h a n g d e s T h ü r i n ger Waldes — Fichtelgebirge — N ü r n b e r g — B a m b e r g — W ü r z b u r g — Bingen — Heidelberg — Ansbach — Karlsruhe — Stuttgart — Waldhut/Rhein. Ausnahmen m i t ü b e r ,1,50 d e r S o m m e r m e n g e b i l d e n w e s t l i c h d i e s e r Linie f o l g e n d e ^geschlossenen G e b i e t e : Ostfriesische Inseln, bei Leer, Gütersloh, Minden u n d am Kaiserstuhl. O s t w ä r t s der oben genannten Linie beträgt die S o m m e r m e n g e m e h r als 1,50 m i t A u s n a h m e folgender G e b i e t e : ein schmaler S t r e i f e n von Neustrelitj ü b e r B e r l i n u n d T o r g a u bis Chemnit}, ein G e b i e t im mittl e r e n T h ü r i n g e n ( N o r d h a u s e n — M ü h l h a u s e n ) , d a n n in W e s t - u n d O s t s t e r n b e r g östlich d e r O d e r , schließlich bei K ö n i g s b e r g / P r . Nicht e r w ä h n t w u r d e ein kleines G e b i e t m i t dopp e l t e r s o m m e r l i c h e r N i e d e r s c h l a g s m e n g e (in d e r K a r t e nicht schraffiert eingezeichnet) südlich D ü r e n . L e o p o l d Potsdam, Meteorol.

K l a u s e r , Zentralobservatoriuni.

Täglicher Wetterbericht, herausgegeben vom Meteorologischen A m t f ü r N o r d w e s t d e u t s c h l a n d . Verlagsort H a m b u r g , J a h r g a n g 1. Erscheint seit 1. Mai 1946. E n t h ä l t B o d e n w e t t e r l a g e u m 6 U h r Weltzeit u n d um 18 U h r des Vortages auf einem g r ö ß e r e n Abschnitt der Welthalbkugel, f e r n e r absolute u n d relative (bezogen auf 1000 mb) T o p o g r a p h i e der 500 mb-Fläche, Äquivalent-Linien gleicher M i t t e l t e m p e r a t u r der A t m o s p h ä r e zwischen Boden u n d 500 m b - H ö h e . von 2° zu 2° (12, 18, 0, 6 U h r ) , Tabellen mit Meldungen der Nordwestdeutschen Stationen in verschlüsselter F o r m . Beobachtungen von T e m p e r a t u r , Feuchte u n d W i n d in der f r e i e n A t m o s p h ä r e nach R a d i o s o n d e n a u f stiegen von 4 Stationen u n d einem Wetterflugzeug-Aufstieg in W a h n bei K ö l n ; schließlich T e x t mit wissenschaftlichen Analysen des W e t t e r a b l a u f s . Sü

Bd. V,

Ann. d. H y d r . 1933, S. 6. a. a. O. S. 353.

(23) G. Schott, Geographie des Indischen u n d Stillen Ozeans, H a m b u r g 1935, S. 282. (24) F. Albrecht,

n e r „Das Verhältnis

d r e i S o m m e r m o n a t e n z u d e r d e r d r e i W i n t e r m o n a t e in

Klimatologie 1908, Bd. I I .

(20) Köppen-Geiger, Handbuch Teil X, Berlin 1933. (21) G. Schott,

K r i t i s c h e B e m e r k u n g e n z u d e m A u f s a t f v o n C. K a s s •

Met. Zeitschr. 1943, S. 47.

Zehntägiger Witterungsbericht für Nordwestdeutschl a n d , 7. bis 16. N o v e m b e r , h e r a u s g e g e b e n v o m M e t e orologischen A m t f ü r Nordwestdeutschland. Verlagsort Hamburg. J a h r g a n g 1 N r . 1 — 1 4 (August bis 16. N o v e m b e r 1946).

geolo-

Graphische D a r s t e l l u n g des W i t t e r u n g s a b l a u f e s in Nordwestdeutschland u n d der f ü n f t ä g i g e n Mittel der L u f t d r u c k verteilung. — Witterungsübersiclit der D e k a d e .

(26) Vgl. z. B. Emanuel Kayser, A b r i ß der allgemeinen und s t r a t i g e o g r a p h i s c h e n Geologie, S t u t t g a r t 1922, S. 465. (27) G. Wüst, a. a. O. S. 352.

Tabellen ü b e r T e m p e r a t u r , N i e d e r s c h l a g , . B e w ö l k u n g und Wind. — F e r n e r phänologische Beobachtungen u n d deren Auswirkungen in der L a n d w i r t s c h a f t . Sü

(25) Vgl. z. B. Köppen-Wegener, Die K l i m a t e gischen Vorzeit, Berlin 1924, S. 122.

der

109

über Zusammenhänge zwischen Sauerstoffatomschicht und ionisierten Schichten und eine den M ö g e l - D e l l i n g e r - E f f e k t verursachende Wellenstrahlung Von Erich Scliröer -! Zusammenfassung: Aus dem Auftreten der grünen Nordlichtlinie X 5 5 7 7 , 3 A i m S p e k t r u m de» N a c h t h i m m e l l i c h t e s f o l g t d a s d a u e r n d e V o r h a n d e n s e i n einer S a u e r s t o f f a t o m schicht. W i r d f ü r i h r e E n t s t e h u n g Gleichgewicht zwischen P h o t o d i s s o z i a t i o n d e s O2 u n d R e k o m b i n a t i o n d e r e n t s t a n d e n e n O - A t o m e i m D r e i e r s t o ß a n g e n o m m e n , so f o l g t u n t e r Z u g r u n d e l e g u n g d e r w a h r s c h e i n l i c h s t e n W e r t e f ü r d i e in R e c h n u n g g e h e n d e n G r ö ß e n a l s U n t e r g r e n z e d i e s e r Schicht eine H ö h e v o n e t w a 100 k m . D i e R e k o m b i n a t i o n e r f o l g t so l a n g s a m , d a ß die S a u e r s t o f f a t o m s c h i c h t auch nachts bes t e h e n b l e i b t . D i e u n t e r e G r e n z e d e r s e l b e n w i r d durch den E i n f l u ß der v o n d e r S o n n e k o m m e n d e n L y - a - S t r a h l u n g verschmiert. A u f G r u n d d e r b i s h e r b e k a n n t e n D a t e n e r g i b t sich, d a ß P h o t o i o n i s a t i o n v o n 0, 0o u n d N 2 n u r durch Licht kurzwellig e r als X 1010 A möglich ist. I o n i s a t i o n durch chemische V o r g ä n g e d ü r f t e k e i n e R o l l e s p i e l e n . — D i e B e r e c h n u n g der I o n e n k o n z e n t r a t i o n stößt a u f die S c h w i e r i g k e i t d e r u n g e n a u e n K e n n t n i s der R e k o m b i n a t i o n s k o e f f i z i e n t e n . Die FSchicht d ü r f t e durch P h o t o i o n i s a t i o n d e r N2-MoleküIe ents t e h e n . Durch R e c h n u n g u n t e r Z u g r u n d e l e g u n g der p l a u s i b e l s t e n W e r t e w i r d g e z e i g t , d a ß d i e P h o t o i o n i 6 a t i o n v o n 0» durch S t r a h l u n g i m W e l l e n b e r e i c h v o n X 7 6 5 — 6 6 1 Ä f ü r die E n t s t e h u n g d e r E-Schicht v e r a n t w o r t l i c h zu m a c h e n ist. D i e E-Schicht ist in H ö h e v o n 1 3 0 — 1 1 0 k m in d e n n o c h m o l e k ü l a r m e n T e i l der S a u e r s t o f f a t o m s c h i c h t e i n g e l a g e r t . Durch P h o t o i o n i s a t i o n v o n O2 i m W e l l e n b e r e i c h v o n X 9 1 0 — 1 0 1 0 Ä s o l l t e e i n e Schicht in H ö h e v o n 6 0 — 1 0 0 k m H ö h e ents t e h e n , d e r e n I o n e n k o n z e n t r a t i o n f ü r d i e R e f l e x i o n v o n el. W e l l e n n o r m a l e r w e i s e nicht a u s r e i c h t . D i e s e l b e k ö n n t e erst b e i V e r m e h r u n g der S t r a h l u n g ( M ö g e l - D e l l i n g e r - E f f e k t ) eintreten.

D a s A u f t r e t e n der grünen Nordlichtlinie 5577,3 A im Nachthimmelslicht bezeugt, daß in höheren Atmosphärenschichten nicht nur g e l e g e n t l i c h , wie bei Nordlichtern, sondern d a u e r n d und u b i q u i t ä r S a u e r s t o f f a t o m e vorhanden sind. Die grüne Nachthimmelslinie ist bisher das einzige d i r e k t e Anzeichen f ü r eine S a u e r s t o f f a t o m Schicht, wobei, wie die Ü b e r l e g u n g e n ihres E n t s t e h u n g s m e d i a n i s m u s erweisen, es nicht ganz k o r r e k t ist, von einer „Schicht" zu sprechen, da sie nur eine Unterseite, aber keine Oberseite besitjen würde. — Im G e g e n s a ^ zur Sauerstoffatomschicht besteht über die i o n i s i e r t e n S c h i c h t e n schon viel experimentelle E r f a h r u n g , so daß wir über ihre L a g e und Ausdehnung ü b e r A r t und Zahl der L a d u n g s t r ä g e r , ja auch über die T e m p e r a t u r leidlich unterrichtet sind. Die H ö h e n l a g e der E-Schicht und die — berechnete — H ö h e der U n t e r g r e n z e der Atomschicht liegen etwa auf gleichem Niveau. E s ist daher die F r a g e aufzuwerfen, ob diese Ü b e r e i n s t i m m u n g nur zufällig ist, oder ob eine gegenseitige Bedingtheit besteht. ist

D i e E x i s t e n z ionisierter Teilchen in größeren Höhen auf G r u n d f o l g e n d e r V o r g ä n g e d e n k b a r : 1.

Durch einen Photoprozeß

(Photoionisierung).

2. Durch geladene Teilchen, die von außen in die A t m o s p h ä r e eindringen. 3. Durch einen chemischen Prozeß 5 etwa einen Rekombinationsvorgang. Die Möglichkeit 2.) scheidet nach aller als d a u e r n d e E r z e u g u n g aus.

110

Erfahrung

Dann sind folgende Zusammenhänge S a u e r s t o f f a t o m - und E-Schicht d e n k b a r : a) Die L a d u n g s t r ä g e r at om en :

entstehen

aus

zwischen Sauerstoff-

dann ist in Schichten u n t e r h a l b der Sauerstoffatomschicht die V o r b e d i n g u n g f ü r ihre Entstehung n i c h t gegeben. b) D i e L a d u n g s t r ä g e r molekülen:

entstehen

aus

Sauerstoff-

dann ist erst in t i e f e r e n Schichten die Vorbedingung f ü r ihre E n t s t e h u n g gegeben; bei großen A b s o r p t i o n s k o e f f i z i e n t e n „ h ä n g t " sich die E-Schicht dann gewissermaßen an die Atomschicht an. c) B e i einem chemischen V o r g a n g (Rekombination o. a.) ist die E r z e u g u n g wie bei a) nur dort gegeben, wo A t o m e vorhanden sind. Alle drei Möglichkeiten a) bis c) schließen die Ausbildung einer ionisierten „ S c h i c h t " in sich, bei a) einfach aus der nach unten zunehmenden Dichte, bei b) aus dem Fehlen der T r ä g e r o b e r h a l b einer gewissen H ö h e und der völligen Absorption der erzeugenden Strahlung in dünner Schicht (wegen des großen Absorptionskoeffizienten) und bei c) wegen der starken Druckabhängigkeit der chemischen V o r g ä n g e . Die Sauerstoffatomschicht ist auf der G r u n d l a g e gewisser Annahmen berechenbar. Die beiden tion 02 +

Grundvorgänge

hv = 0 + 0

sind die Photodissozia-

(v == 1,706 • 10 1 5 • cm" 1 ) (1)

und die R e k o m b i n a t i o n im D r e i e r s t o ß : 0 + 0 + M

= 0

2

+M

(M=0,02,N2)

(2)

Im Gegeneinanderwirken von (1) und (2) stellt sich eine Gleichgewichtskonzentration an A t o m e n ein, die durch

gegeben ist. U m I a b s zu kennen, muß b e k a n n t

sein:

a) der Absorptionskoeffizient des Sauerstoffs in Abhängigkeit von der Wellenlänge; unsere Kenntnis in dieser Hinsicht könnte vollkommener sein, sie reicht aber vorerst aus. b) D i e sonnenseitig zugestrahlte E n e r g i e im Absorptionsgebiet; sie ist anzunehmen als die eines Strahlers von 6000 K , überlagert von einer aus der inneren K o r o n a k o m m e n d e n Strahlung, die von 1700 Ä an nach k u r z e n Wellen hin (im L y m a n - Gebiet) bis zum etwa 10" bis 10'fachen der Emission eines Strahlers von 6000 K zunimmt. Die Größe von Z

(

, d e m D r e i e r s t o ß f a k t o r der Re-

k o m b i n a t i o n ; er ist berechenbar.

Die Temperatur und Dichte-Verteilung dieser Schichten benötigt man zur Kenntnis von [M]. Aus ionosphärischer Erfahrung weiß man, daß die Temperatur bei 300 bis 350°K liegen muß und der Drude in 100 km Höhe bei ca 0,002 mb. Es wird angenommen, daß keine anderen Teilnehmer als 0, 0 2 und N, zugegen sind, Diffusionsgleichgewicht besteht erst oberhalb von 150 km. Die Berechnungen sind durchgeführt worden mit: a) verschiedenen Annahmen bezüglich des Absorptionskoeffizienten; Ergebnis: Unsicherheiten hierin machen nicht viel aus. b) verschiedenen Annahmen des Einfallswinkels der Strahlung; Ergebnis: der Einfluß ist gemessen an anderen Einflüssen (c und d) gering. c) verschiedenen Annahmen der extraterrestrischen Energie; Ergebnis: die Einflüsse sind sehr erheblich, je intensiver eine Strahlung ist, um so größer ist ihre Eindringtiefe. d) verschiedenen Annahmen der Temperatur; Ergebnis: die Einflüsse sind sehr erheblich, und zwar deshalb, weil von der Temperatur die Zahl der Teilchen pro cm3 abhängt und der Rekombinationsvorgang als Dreierstoßprozeß sehr dichteabhängig ist. Die Berechnung mit den wahrscheinlichsten Werten führt zu einer Untergrenze der Sauerstoffatomschicht von etwa 100 km. Als Untergrenze ist dabei die Höhe zu verstehen, in der sich der Übergang von fast völliger Dissoziation zu ganz geringen Dissoziationsgraden vollzieht (von 100 auf praktisch 0 °/o 0-Atome). Die Ausdehnung dieser Schicht beträgt nur einige km. Doch wird diese scharfe Untergrenze wahrscheinlich aus einem später zu erörternden Grund „verschmiert". Ihre Höhe ist trotj der in c) und d) angegebenen erheblichen Schwankungsmöglichkeiten vermutlich doch recht konstant. Eine Verstärkung der zugestrahlten Intensität bewirkt eine Erwärmung und damit Ausdehnung der Schicht, womit die wegen der intensiveren Zustrahlung an sich in größerer Tiefe erfolgende Absorption wieder in die Höhe „gehoben" wird, und umgekehrt, so daß eine weitgehende gegenseitige Kompensation der unter c) und d) erwähnten Effekte eintritt. Die Geschwindigkeiten der Vorgänge; Photodissoziation und Rekombination sind derart, daß ein erheblicher Anteil der Atome die Nacht „lebendig", ohne Rekombination übersteht. Die Sauerstoffatomschicht besteht also auch nachts. Es ist sicher, daß die nach dem UV hin zunehmende Emission zu einem erheblichen Teil vom L y m a n - System getragen wird. Es ist daher zu fragen, welchen Einfluß die aus Ly-a kommende Strahlung auf die Sauerstoffschicht ausübt. Diese Strahlung ist nach den wahrscheinlichsten Annahmen, die man hierüber machen kann (Linienbreite ca 0,2 A und 10 6 > 5 +'-fache der Energie eines Strahlers von 6000°K), recht intensiv, der Absorptionskoeffizient des Sauerstoffs an dieser Stelle, zwar nicht genau bekannt, ist aber sicher klein (ca 0,1). Damit dringt diese Strahlung ziemlich tief ein und bewirkt: bei 100 km einen Dissoziationsgrad von 30 °/o, bei 90 km: 8°/», bei 80 km: 1,4'®/« und bei 70 km ca 0,1 °/o, unter der Voraussetjung, daß oberhalb 100 km aller Sauerstoff in Atome dissoziiert ist. Die Atomschicht wird

also nicht nach unten fortgeseßt, aber ihre Untergrenze wird durch diese Strahlung unschärfer, „verschmiert". Die Absorption dieser Ly-a-Strahlung erscheint wichtig, weil durch sie eine „Heizung" dieser Schichten besorgt wird; die Größe der hierbei absorbierten Energie ist erheblich. Die Sauerstoffatome in den Höhenlagen unter 100 km sind nicht mehr so beständig wie in der eigentlichen Atomschicht. Die Halbwertzeit der Rekombination bewegt sich in der Größenordnung von Stunden. Es ist daher fraglich, ob überall und immer das Gleichgewicht tatsächlich erreicht wird. Die Vorgänge, die für die Photoionisierungen in Frage kommen, ergeben sich aus den Absorptionseigenschaften der die höhere Atmosphäre zusammenset}enden Gase. Das S a u e r s t o f f m o l e k ü l zeigt anschließend an das intensive S c h u m a n n - Kontinuum zwischen 1300 und 1010 Ä Absorption in diffusen Banden; das anschließende Kontinuum, das dem Vorgang 0 2 + hu = 0 2 + + e

E = 12,2 eV.

(4)

entspricht, ist experimentell noch, nicht erfaßt worden. Statt seiner zeigen sich erneut Banden, die bei 765 Ä, 744 Ä und 670 A konvergieren. In diesem Kontinuum entsteht ein Sauerstoffmolekülion:

angeregtes

o, + hu = (o2+) + 0 E = 16,14 bzw. 16,58 bzw. 18,14 e V.

(5)

Die Absorptionskoeffizienten in diesem Kontinuum sind sehr groß, « 1 0 = 5 0 0 ' c m - 1 . Das S a u e r s t o f f a t o m hat folgende Grenzkontinua: bei 910 Ä ( = 13,55 e V), bei 732 Ä ( = 16,86 e V) und bei 667 Ä (=,18,54 e V). Der Vorgang ist: 0 + h u = 0+ + ®.

(6)

Der Absorptionskoeffizient nach S a h a : «iQ = 260 • cm *. Die Ionisation des 0 II liegt bei sehr viel kürzeren Wellen (350 A) 0 + hu = 0++ + 2 0

E = 34,92 e V.

(7)

Beim S t i c k s t o f f m o l e k ü l liegen die Verhältnisse ganz ähnlich wie beim Sauerstoff: zwischen 1000 und 795 Ä Bandenabsorption, das sich anschließende Kontinuum, dem der Vorgang N 2 + hu = N + 2 + e

E = 15,5 e V

(8)

entspricht, ist schwach (s10 £ ,10 50) und von Banden überlagert, die bei 661 Ä konvergieren. Hier findet der Vorgang: N2

hu = (N+2) + e

E = 18,67 e V

(9)

statt. Als Ergebnis ist festzustellen, daß eine ganze Anzahl von Vorgängen auf verschiedenen Spektralbereichen für Photoionisationen zur Verfügung stehen, daß aber Photoionisationen (im Gegensat} zu W u l f und D e m i n g : Terr. Magn. 43, 203; 1938 und P e n n d o r f : Naturw. 29, 195; 1941) nur durch Licht k u r z w e l l i g e r a 1 s , 1 0 1 0 A möglich sind.

111

Bezüglich der Ionisationen infolge c h e m i s c h e r V o r g ä n g e , auf die wohl erstmalig K. R a w e r (Naturw. 28, 577; 1940) aufmerksam gemadit hat, ist zu sagen, daß sie a l l e i n niemals eine genügende Anzahl von geladenen Teilchen zu erzeugen vermögen, um die ionisierten Schichten zu erklären, so daß n u r die eingangs e r ö r t e r t e Möglichkeit 1.) der Erzeugung geladener Teilchen, also die Photoionisation übrigbleibt. Will man die s t a t i o n ä r e Konzentration der Ladungsträger berechnen, so muß man außer der pro sec und Raumeinheit erzeugten Anzahl von Photoionen auch noch die Geschwindigkeit ihrer R e k o m b i n a t i o n e n kennen. Dieser Vorgang ist leider noch nicht soweit geklärt, wie es wünschenswert wäre. Nachdem man eine Zeitlang glaubte, daß ein Einfangen des Elektrons durch Sauerstoff nach: 02 - f f ! = 02-

E = 1,1 - 1,6 e V.

(10)

vor der Rekombination

02+ + 0 = 02 + h»

(W)

bevorzugt wäre, neigt man heute mehr zu der Ansicht, daß direkte Rekombination erfolgt, und demnach Elektronen die Leitfähigkeit der ionisierten Schichten, und damit ihr Reflexionsvermögen verursachen. Die Größe der Rekombinationskoeffizienten steht jedoch noch nicht ganz fest. Mit der Angabe von H u l b u r t (Phys. Rev. 55, 639; 1939) k £ 2 10"« wird zwar meist geredinet, doch muß darauf hingewiesen werden, daß an der endgültigen Klärung dieses P u n k t e s noch die Antwort auf andere Fragen hängt, so auch der „Beweis" von S a h a (Proc.Roy.Soc 160, 155; 1937) f ü r die Notwendigkeit einer UV-Strahlung vom etwa 10 6 -fachen der Intensität eines Strahlers von 6000° K. — Berechnungen der L a g e und A u s d e h n u n g der ionisierten Schichten können mit diesen Unterlagen vorerst n u r mit gewissem Vorbehalt gemacht werden. Die Ergebnisse verschiedener Autoren wichen daher auch noch erheblich voneinander ab. Man kehrt auch das Problem besser um, sieht die ionisierten Schichten als gegeben an, und f r a g t , welche der Photoionisationen (4) bis (9) man jeweils zuordnen kann. Man k o m m t dabei zu folgendem Ergebnis:

mutlich in Höhen von 200 km schon vollständig; diese Photoionisation d ü r f t e die Ursache der F-Schicht sein. Se^t man f ü r den Spektralbereich Ä 912 Á (Grenze des L y m a n - Kontinuums) die 10 a -'fache Emission an, so entfallen auf das cm 2 pro sec 1/1 1,6 • 10 15 Quanten. Setjt man f ü r den Absorptionskoeffizienten des Vorganges (6) 2 5 0 - c m " 1 , ein Wert, der eher- zu niedrig als zu hoch gegriffen ist, so ergibt sich, daß die Energie bei 140 km schon vollkommen absorbiert ist. Bedeutsam wird die Absorption in dem bei 765 Ä einsehendem, dem Sauerstoffmolekül zugehörigem Kontinuum: Vorgang (5). Da oberhalb 150 km praktisch keine Sauerstoffmoleküle mehr existieren, so kann diese Absorption erst u n t e r h a l b , 1 5 0 k m wirksam werden. Ein Teil d e r Energie ist allerdings schon in den Stickstoffbanden und unterhalb 667 Á durch Sauerstöffatom (Vorgang 6) total absorbiert. Wieviel noch in die d a r u n t e r liegenden Schichten gelangt, ist sehr schwer abschätjbar. Man kann aber umgekehrt fragen, wieviel man bei v o r g e g e b e n e n Rekombinationskoeffizienten benötigt, um die notwendige Ionisation zu erhalten. Die Berechnung erfolgt dann mit den Grundlagen: I 1 5 0 | 765

3 • 10"8 hu • cnT 2 • sec" 1

661 Á so

d. h. Schwächung auf den 10" 6 ten Teil; a 1 0 = 500 • cm" 1 ; Rekombinationskoeffizient: 2 10~8; Sauerstoffmolekülkonzentration entsprechend den oben gemachten mittleren Annahmen f ü r die Berechnung der Atomschicht: Strahler von 6000°, T e m p e r a t u r 100 k m : 325°IC; 150 k m : 375°K. Senkrechter Strahlungseinfall, sec C = 0. Das Ergebnis d e r Berechnung f i n d e t sich in belle 1. Das Ergebnis der Berechnung ist in m e h r f a d i e r sicht lehrreich und beleuchtet die Situation, in der sich dabei b e f i n d e t : Die Ionen- bzw. Elektronenkonzentration ist mit beiden P a r a m e t e r n I a b s und k durch

í í ] = [e] = (

^

f

Tabelle 1 O Absorption durch 02 im Bereich X: 765 661 A; I160 = 3 • 108 Ii't . cm

2

.

• sec

1 (cm0 2 )

^abs

130 -r- 150

0,0000164

5,6 • 10«

2,8

1,2 • 101

7

98,4

7,0 • 10'1

115 -4- 120 113 -4-115

0,00134 0,0017

hbs'

9,84 • 10

7

15,4 • 10

7

3,61 • 10

6

111-ä-113

0,00416

5,85 • 10

110-Mll

0,00475

4,87 • IO4

0,00837

a

109 -5-110 108 -i-109

112

[(0 2 +f] • c m ~ 3

Schicht (km)

0,000353

0,01445

2,8 • 10 0,018

den

( i2)

a 10 = 500 • c m - 1 ; k = 2 . 1 0 ~ 8 cm3 • s e c - 1 .

130

Hinman

v e r k n ü p f t . Nimmt I a b s um 2 Zehnerpotenzen zu, oder k um 2 ab, so wird die Ionen- bzw. Elektronenkonzentration um eine Zehnerpotenz größer.

Die Absorption des Stickstoffmoleküls in seinem zweiten K o n t i n u u m X = 66,1 A, Vorgang (9), ist ver-

120

Ta-

c m

3

1,24 • 105

308 181

9,5 • 10J

"29,2

3,8 • 10 « 5 ^ 108

0,49 2,8 1 0 "

3

3,7 • 10ü

1,8 1 0 ~

7

4

In I abs stecken die einfallende Intensität I h , der Absorptionskoeffizient c und die Dichte. Hiervon d ü r f t e n und a auf eine Zehnerpotenz, die Dichte aber auf weniger als eine Zehnerpotenz unsicher sein. W e n n man annimmt, daß Ionen- und Elektronenkonzentration gleich ist, also Vorgang (10) auszuschließen ist, so k a n n man die erforderliche Elektronenkonzentration vorgeben, denn diese ist recht sicher bekannt, und I a bs bzw. k entsprechend „anpassen". Findet daneben aber Elektronenanlagerung nach (10) statt, so ist die Ionenkonzentration auch nicht mehr annähernd bekannt, denn n u r die Elektronen tragen zur Leitfähigkeit bei, und m a n hat keine Möglichkeit, die P a r a m e t e r irgendwie anzupassen. Die Lage ist jedoch nicht so hoffnungslos, wie sie erscheint; denn man kann leicht zeigen, daß erst Änderungen von I h und a, die eigentlich außerhalb des Wahrscheinlichen liegen, die E i n d r i n g t i e f e dieser Strahlung so beeinflussen, daß die Absorption in einer ganz anderen Höhenlage erfolgen würde. Das heißt aber, daß die Z u o r d n u n g dieses Absorpdieser ionisierten tionsvorganges als U r s a c h e Schicht (hier der E-Schicht) trotj alledem sicher sein dürfte. Ih

Hier war es aus Anpassungsgründen erforderlich, so klein anzunehmen, daß durch Absorption eine

Schwächung auf den 10~ 6 ten Teil erfolgte. Da die Absorption des N 2 aus dem Vorgang (8) und besonders die starke des 0 aus dem Vorgang (6) davorliegt, so ist eine derart große Vorabsorption nicht ganz unwahrscheinlich. Sie gilt aber mit all den gemachten Vorbehalten, besonders auch bezüglich des k-Wertes.

telt auf eine rasch ansteigende Zahl von Molekülen trifft, von denen sie in ziemlich dünner Schicht absorbiert wird. Auf diesen Zusammenhang hat wohl erstmals M i t r a (Nature London 142, 914; 1938) hingewiesen. — Vermutlich der e i n z i g e Vorgang, der mit kleinerem Absorptionskoeffizienten verläuft, ist die Photoionisierung des Sauerstoffmoleküls nach (4). Wegen der kleinen Absorptionskoeffizienten ist das Absorptionskontinuum bei ,1010 A bisher noch nicht e r f a ß t worden. Aber es muß natürlich existieren und auch in der Atmosphäre wirksam werden. Die Vorabsorption d ü r f t e auch hier ziemlich erheblich sein: Im Gebiet zwischen 800 und 1010 A wird des Spektrum X ^ 910 Ä durch Vorgang (6) abgeschnitten, und das Gebiet zwischen 910 und 1010 A erleidet eine Schwächung durch die sich überlagernden Banden des Sauerstoffs und Stickstoffs. Wieviel an Intensität durch die „Löcher" zwischen den Banden noch einfällt, ist natürlich fraglich. Gemäß der älteren Auffassung, nach der die Strahlung sonnenseitig in der Emission des L y m a n - Systems besteht, wäre im Gebiet 910 -S- ,1010 Ä ü b e r h a u p t n u r die Emission eines thermischen Strahlers von 6000°K zu erwarten. Nach K i e p e n h e u e r ist die Strahlung jedoch k o n t i n u i e r l i c h e r ; sie hat ihren Ursprung in der tieferen Korona in den sog. „Frei-Frei-Übergängen" und beträgt auch in diesem Spektralgebiet ca. das 10 c -fache der Intensität eines T e m p e r a t u r s t r a h l e r s von 6000°K. Man kann nun genau so, wie oben f ü r den Vorgang (5) eine Rechnung f ü r den Vorgang (4) aufmachen. Die Grundlagen sind die folgenden: I100

Bemerkenswert erscheint noch die A r t der Einlagerung der E-Schicht in die Sauerstoffatomschicht: sie ist von etwa 130 bis 113 km, d. h. zwischen ganz geringen und etwa 5 °/o 0 2 , also noch im moleküla r m e n Teil der Atomschicht eingelagert. Die E-Schicht, f ü r die ursprünglich kein Photoionisationsvorgang durch Wellenstrahlung zur Verfügung stand, weswegen C h a p m a n eine Korpuskularstrahlung annahm, hat damit eine E r k l ä r u n g im Rahmen der Photoionisierungen gefunden. D e r Zusammenhang zwischen Atom- und E-Schicht ist dabei der, daß infolge des auf kleine E n t f e r n u n g e n stattfindenden Übergangs von Sauerstoffatomen auf Sauerstoffmoleküle die Strahlung ziemlich unvermit-

I 910 -i- 1010 A £

109 hu • cm" 2 • sec" j ,

d. h. Schwächung auf den ,10". Teil * = Rekombinationskoeffizient k =

0,1 cm 8

2 • ,10~ cm

3

1

• sec" 1

Die Ergebnisse zeigt Tabelle 2. Auch hier mag die Berechnung in ihren Grundlagen durchaus unsicher sein, s i c h e r bleibt aber das Ergebnis, daß durch die Absorption des Vorganges (4) eine Ionisation in Schichten zwischen 60 und 100 km geschaffen wird, deren U m f a n g durchaus so beschaffen sein kann, daß normaler Weise die Ionenkonzentration f ü r eine Reflexion an dieser Schicht noch nicht ausreicht, eine Vermehrung der Strahlung (M ö g e 1 D e l l i n g e r - E f f e k t ) sie aber soweit erhöht, daß Reflexion in etwa 60—70 km Höhe erfolgt.

Tabelle 2 o « _i Absorption durch 0 2 im Bereich X = 910 -f- 1010 A ; I100 = 109 hv cm L • sec ; a l 0 = 0,1 • cm h (km)

1 (cm 02)

90 -H 100

0,90

80-h

90

3,20

r

!

abs

abs '

cm

3

[o2+]

cm

1,87 • 108

1,87 • 10ä

9,65 101

4,23 • 10«

2

4,23 • 10 3,51 • 102

5 2,1 10 5 1,3 10

39

4,4 10'

8

70 -r- 80

10,0

3,51 • lO

60 -r- 70

30,8

3,9 • W

3

113

Ein Wirbelmodell der atmosphärischen Turbulenz Von B . Neis - Berlin-Treptow

mit 10 Abbildungen Zusammenfassung: Auf Grund der Lindenberger Studien über die Struktur des Bodenwindes von M. R o b i t z s c h wird zunächst ein zweigliedriges Wirbelmodell konstruiert. Durch die kinematischen und dynamischen Eigenschaften dieses Elementarwirbels werden dann die Aufzeichnungen des Böenechreibers erklärt und die beiden ersten der von R o b i t z s c h empirisch gefundenen Strukturgesetze abgeleitet. Die energetische Untersuchung entwickelt aus dem Modell einen Ausdruck für das Verhältnis der kinetischen Energie der turbulenten Strömung zur kinetischen Energie der laminaren Strömung gleicher mittlerer Windgeschwindigkeit und geht zum Schluß auf einige Arbeiten ähnlichen Inhalts ein, ohne jedoch die Literatur auf diesem Gebiet nur entfernt erschöpfen zu wollen.

A. Aufbau des Wirbelmodells 1. Zweck der Arbeit. M. R o b i t z s c h hat in den Jahren ,1915 und 1916 umfassende Feinbeobachtungen über die Struktur des Bodenwindes (1) angestellt und aus ihnen auf statistischem Wege eine Reihe wichtiger Strukturgesetje abgeleitet. Mehrfache Hinweise und Anregungen von ihm, den gefundenen Gesetjmäßigkeiten eine theoretische Begründung zu geben, sind die Veranlassung zur Konstruktion eines Wirbelmodells gewesen, aus dem die ersten beiden der empirisch gefundenen Geseke gefolgert werden konnten. Der Gedanke eines Wirbelmodells ist durchaus nicht neu. Strömungsforschtungen (2), (3) haben gezeigt, daß der Fließvorgang durch einen Transport von Wirbelkörpern, denen Kugel- bzw. Zylinderform zugeschrieben wurde, erklärt werden kann. Das hier gegebene Wirbelmodell ist lediglich eine weitere Ausführung des „Turbulenzkörpers", über dessen Größe und Eigenschaften bereits E. B a r k o w (4) berichtet hat. 2. Wert eines Modells. Eingehendere Annahmen, die man sich über das Bild der Wirbelkörper machen kann, werden nur brauchbar sein, wenn aus ihnen die beobachteten Erscheinungen gefolgert werden können. Nach H. H e r t z 1 ) muß ein Modell der Forderung entsprechen, daß die denknotwendigen Folgen aus ihm sich in Übereinstimmung befinden mit den Messungen des durch das Modell abgebildeten Vorgangs, der naturnotwendig abläuft. Die Konstruktion eines Modells ist stets ein Sprung ins Ungewisse. Zur Rechtfertigung des Versuches sei deshalb auf ein Wort von CI. S c h a e f e r2) hingewiesen; er sagt bezüglich der molekularkinetischen Theorie der Materie: „Mag es dabei nicht immer ohne zweifelhafte Hypothesen abgehen, mag dieses über das Fundament der Thermodynamik hinausgebaute wissenschaftliche Gebäude deshalb auch stärkeren Erschütterungen und Umwälzungen im Laufe der Zeit ausgesetjt sein, der V e r s u c h einer derartigen Theorie muß jedenfalls gemacht werden." Doch soll bei diesem Versuch stets an das Wort von E. M a c h gedacht werden: „Man lernt aus der Geschichte der Thermodynamik, daß die H. Hertz,

die Prinzipien der Mechanik, Leipzig, 1901,

S. 1. 2 ) Cl. Schaefer, Einführung in die theoretische Berlin 1921, 2. Band, 1. Teil, S. 321.

114

Phvsik.

veranschaulichenden Vorstellungen, durch welche mau sich die Auffassung der Tatsachen erleichtert und vermittelt, doch eine viel geringere Wichtigkeit haben, als das g e n a u e Studium der Tatsachen selbst, durch welches aber erstere Vorstellungen sich soweit anpassen und entwickeln, daß dieselben recht ausgiebige konstruktive K r a f t gewinnen." 3 ) 3. Schalen gleicher Winkelgeschwindigkeit. Das einfachste Bild, das man sich über den Vorgang des Fließens machen kann, ist der geradlinige Transport von Flüssigkeitsteilchen, so daß sich Schichten der ganzen Masse wie starre Körper verschieben. Die Fließgeschwindigkeit ist dann laminar, sie wird durch einen Vektor von bestimmter Größe und Richtung dargestellt. Um dieses Bild zu erweitern und dadurch die Turbulenz darzustellen, kann man sich innerhalb der endlich dicken Schicht mit der laminaren Geschwindigkeit v Flüssigkeitsgebiete mit besonderen Eigenschaften denken. Auf Grund der Mechanik starrer Körper steht zur Charakterisierung dieses Gebietes der Begriff der Winkelgeschwindigkeit 1 wird R 0 sich R m nähern, d. h. die Schale mit der ausgezeichneten Winkelgeschwindigkeit befindet sich in der Nähe des Umfanges der Walze. Auf die physikalische Bedeutung von coQ wird in Nummer 12 eingegangen. 8. Der Verteilungssatj f ü r R m .

6. D e r Feldsat} der Winkelgeschwindigkeit Ein Ausdruck, spricht, ist

- (

Die Tabelle 1 gibt die W e r t e schiedene W e r t e von a

das Feld der Winbelgeschwindigkeit sei durch eine Materialkonstante bestimmt, so daß gleiche Ursachen bei verschiedenen Flüssigkeiten verschiedene Felder erzeugen;

5. f ü r eine gewisse Schale habe die Winkelgeschwindigkeit einen ausgezeichneten W e r t co0? der physikalisch mit der laminaren Geschwindigkeit in Beziehung steht.

1

a

0, d. h. es besteht von

Schicht zum Strömungsgebiet;

4.

Die Winkelgeschwindigkeit co wird gleich dem ausgezeichneten W e r t e s*

12.9.1945 1 1 1 1 1

79* 16'

-

1 1 1 1 l

&

e

«a c cc o '.

i

>

.

7

4 s

y

&

v

bss

Ahh. 3: Selten vorkommender Temperaturausgleich — H ö h e hei Nebelbildung (B). Temperaturunterschied vor der Nebelbildung nur 2 ' f s Grad. Dadurch tritt bei der Nebelbildung infolge d e s A n s t i e g e s d e r T a l k u r v e ein selten zu beobachtender Ausgleich zwischen T a l u n d H ö h e ein, d e r m i t einer v e r t i k a l e n D u r c h m i s c h u n g nicht d a s G e r i n g s t e zu t u n h a t . d a d e r N e b e l j a zunächst auf das T a l b e s c h r ä n k t b l e i b t . E r s t k u r z v o r S o n n e n a u f g a n g e n t s t e h t auch auf den H ö h e n N e b e l , d e r w i e d e r u m hier E r w ä r m u n g u n d n a c h f o l g e n d A b k ü h l u n g bis zu s e i n e r A u f l ö s u n g nach sich zieht. F ü r diesen M o r g e n e r g i b t die T a b e l l e vier S t u n d e n l a n g W e r t e n a h e an Null u n d d a s vorm i t t ä g l i c h e M a x i m u m ü b e r r a s c h e n d s p ä t e r s t f ü r 1 0 bis .11 U h r w i e d e r . G a n z a l l g e m e i n ist f ü r diesen unge-^ wohnlichen V e r l a u f d e r h o h e F e u c h t i g k e i t s g e h a l t in all en Höhenschichten d e r m a r i t i m e n L u f t m a s s e v e r a n t wortlich zu m a c h e n . T r i t t von v o r n h e r e i n Ausgleich zwischen T a l u n d H ö h e ein, so liegt ein a l l g e m e i n e r , v e r t i k a l m ä c h t i g e r e r , nicht n u r a u f d a s S a a l e t a l bes c h r ä n k t e r N e b e l v o r . E i n einzelner F a l l (10. 10. 1 9 4 6 ) k o n n t e b e o b a c h t e t w e r d e n , w o in einer N e b e l n a c h t die Hochflächen durch s t a r k e a n h a l t e n d e Ausstrahlung leichten F r o s t u n d R e i f b i l d u n g a u f w i e s e n , w ä h r e n d im N e b e l b e r e i c h des T a l e s i n f o l g e G e g e n s t r a h l u n g die T e m p e r a t u r nicht u n t e r Null a b s i n k e n k o n n t e . D i e s e scheinbar ü b e r a d i a b a t i s c h e T e m p e r a t u r s c h i c h t u n g ist d u r c h a u s möglich, d a sie sich auf die b o d e n n ä c h s t e n M e t e r b e s c h r ä n k t u n d ein A b r u t s c h e n d e r k a l t e n B o d e n l u f t v o m P l a t e a u ins T a l w e g e n d e r G e l ä n d e f o r m n u r b e s c h r ä n k t v o r sich g e h e n k i m n ( H a n g a b w i n d e ) . D e r V o r g a n g d e r N e b e l a u f l ö s u n g v e r d i e n t , d a e r örtlich s t a r k v a r i i e r t , als m i k r o k l i m a t i s c h e E i g e n a r t bes o n d e r e E r w ä h n u n g . In A b b . 4 sind i m T e m p e r a t u r S t r e d c e n d i a g r a m m die P r o f i l e d e r M e ß g ä n g e e n t l a n g des M e ß w e g e s A — H — B r — E' v o m T a l ü b e r den H e i l i g e n B e r g w i e d e r h i n a b z u r T a l s t a t i o n u n d den großen H a n g d e s J ä g e r b e r g e s h i n a u f zur Hochfläche des F l u g p l a ^ e s Rödigen unter Angabe der Meßzeiten zu A n f a n g u n d E n d e d e s W e g e s ohne zeitliche K o r r e k -

126

t u r e n f ü r d e n T a l n e b e l m o r g e n des 1 4 . 7 . 1 9 4 5 e i n g e t r a g e n . V o m A b e n d z u v o r zeigt die M e ß r e i h e von 2 0 , 3 0 bis 2 1 , 3 0 U h r (um die 1 9 ° - A b s z i s s e ) den b e k a n n t e n Nachttyp mit den W a r m e m a x i m a auf d e m H e i l i g e n B e r g u n d an der H a n g k a n t e d e s J ä g e r b e r g e s sowie den z w i s c h e n g e l a g e r t e n K ä l t e s e e im B a c h g r u n d zwischen T u n d B r . E i n g a n z a n d e r e s Profil zeigt sich nach d e r N e b e l b i l d u n g ( u n t e r s t e K u r v e ) . Zwei D r i t t e l dei» M e ß s t r e c k e , alle T a l s t e l l e n , der H e i l i g e B e r g u n d der H a n g d e s J ä g e r b e r g e s bis zu d e n B ä u m e n B ä b e i 2 9 0 m N N hinauf liegen in dickem N e b e l u n d h a b e n trot? d e r s t a r k e n Geländegliederung dieselbe T e m p e r a t u r . Oberhalb des N e b e l s , an d e r H a n g k a n t e u n d auf d e r Hochfläche O — E finden sich a n d e r e W ä r m e g r a d e , i n d e m bis zur höchsten M e ß s t e l l e Z u n a h m e s t a t t f i n d e t . D i e D i f f e r e n z von hier bis z u m T a l b e t r ä g t a b e r b e z e i c h n e n d e r w e i s e nicht m e h r als 2 G r a d . D i e n u n f o l g e n d e n M e ß g ä n g e nach S o n n e n a u f g a n g zeigen bis 09 U h r im P r i n z i p d i e s e l b e V e r t e i l u n g . J e d o c h vollzieht sich m i t z u n e h m e n d e r Bes t r a h l u n g schon die m e r k l i c h e E r w ä r m u n g im linken D r i t t e l des P r o f i l s , also auf d e m J ä g e r b e r g . An d e m o b e r e n H a n g H o , an d e m die O b e r g r e n z e d e r Nebeldecke auf- u n d a b p e n d e l t , entwickelt sich bis 8 , 3 0 U h r m e h r u n d m e h r ein schroffer T e m p e r a t u r g e g e n s a t j zum Nebelgebiet. In d i e s e m herrscht noch i m m e r H o m o t h e r m i e . Seit S o n n e n a u f g a n g ist lediglich entl a n g d e r g a n z e n M e ß s t r e c k e ein gleichmäßiger A n s t i e g e i n g e t r e t e n . U m 9 U h r k ü n d i g t sich e r s t m a l i g an den H ä n g e n d e s H e i l i g e n B e r g e s in d e m i s o l i e r t e n T e m p e r a t u r a n s t i e g die b e v o r s t e h e n d e N e b e l a u f l ö s u n g an, die d a n n bis 9 , 2 0 U h r v o l l e n d e t ist. B e i d e m k u r z e n Meßg a n g v o n 9 , 3 0 U h r sind die H ä n g e schon w i e d e r u m 2 Grad wärmer, während der Gipfel gemäß Tagestyp

Abb. 4: Temperaturprofile entlang der Meßstrecke. Erwarmung6vorgang vor und während der Nebelauflösung.

an, das Tal folgt nach der Nebelauflösung, dann aber um so rascher, nach. Die alte Klimastation der Sternwarte im Innern der Stadt Jena (150 m NN), deren hier kurz Erwähnung getan werden soll, hat, obwohl sie auch eine Talstation ist, vom ß a u t a l in Nebelnächten einen stark abweichenden Verlauf (Abb. 2). Der Temperaturanstieg zur Zeit der Nebelbildung tritt hier nicht ein, im Gegenteil findet danach ungehindert meist weiterer Rückgang statt. Dies ist eine typische Wirkung der Häusermassen, die eine starke eigene Ausstrahlung von solcher Trägheit besitjen, daß sie stärker als die

zurückzubleiben beginnt. Der nachfolgende Meßgang von 10 Uhr zeigt, wie rasch im gesamten Talraurn der Temperaturanstieg seit 9 Uhr eingesetjt hat. Auch auf der Höhe geht zwar der Anstieg weiter, jedoch wird dieser rasch bis ,11 Uhr von den nach Süden geneigten Hängen Hu, von denen des Bachgrundes Br—T und vor allem des Heiligen Berg-Hanges M überholt und somit der normale Tagestyp hergestellt. Um auch über die Luftfeuchtigkeit an Nebeltagen eine Übersicht zu gewinnen, sind die Feuchtemessungen für den 13./14. 7. vor und nach der Nebelbildung angeführt:

Tabelle II

1 3 . 7. 2 1 h

14. 7 . 0 5 h

14. 7 . 1 0 h

Meßstelle

Garten G

Heil. Berg H. B.

Talstat. T

Bachgrund Br

Scheune Sch

Bäume Bä

Höhe m N N

160

219

170

165

235

275

300

320

340

Dampfdruck

16,1

13,4

16,3

16,0

14,0

13,9

14,2

13,0

13,7

rel. Feuchte

78%

62

90

86

74

71

72

72

81

13,0

12,7

11,9

12,0

11,9

12,3

12,8

11,3

11,7

99

93

95

93

97

96

98

95

16,6

17,0

17,0

17,1

78

76

75

Dampfdruck rel. Feuchte

100

%

Dampfdruck

15,2

-

15,0

15,5

16,6

rel. Feuchte

81%

-

85

86

81

Die Talstationen zeichnen sich also schon am Abend durdi hohen Feuchtigkeitsgehalt aus. Nur der Heilige Berg als Gipfelstation fällt durch Trockenheit auf. Am folgenden Morgen sind, dem täglichen Gang folgend, die Werte des Dampfdruckes überall geringer. Auffälligerweise sind die Unterschiede zwischen Tal und Höhe (Nebelgrenze an dem Meßpunkt Bä) fast völlig ausgeglichen. An der Obergrenze der Nebeldecke ist ein Feuchtesprung nicht wahrzunehmen. Offenbar machen sich die Unterschiede erst in größerem Bodenabstand geltend, da die bodennahen Schichten infolge ihrer eigenen nächtlichen Ausstrahlung ebenfalls nahe am Sättigungswert liegen. Mit Beginn der Erwärmung auf den Höhen steigt der Dampfdrude hier zuerst stark

A b b . 5 : N e b e l d i a g r a m m nach Jena Sommer 1945.

Thran

für

die

• 80

Hang oben HochflächenHo kante

Endpunkt E

Vorgänge der Nebelbildung das Klima der Höhe beeinflussen. In ähnlicher Weise reagiert die relative Feuchte. Während im Rautal mit dem Augenblick des "Nebeleinbruches effektiv 100 °/o erreicht und bis zur Auflösung auch beibehalten werden, zeigt das Hygrogramm der Innenstadt trotj Nebelbildung nur allmäh : liehe Feuchtezunahme bis nach Sonnenaufgang und niemals vollkommene Sättigung. Der Unterschied zu nebelfreien Nächten besteht nur in den höheren Feuchtewerten der ersten Nachthälfte. Bei der großen Häufigkeit, die dem Nebel in Stadt und Land zukommt, ist seine rechtzeitige Vorhersage von hoher Bedeutung. Um diese zu gewährleisten, wurden die 14-Uhr-Hüttenablesungen der Monate April bis September 1945 in ein einfaches Temperatur-Dampfdruckdiagramm 4 ) (Abb. 5) so eingetragen, daß alle Tage, denen am nächsten Morgen Talnebel nachfolgte, mit einem Kreis, die Mittagswerte mit nachfolgendem nebelfreien, heiteren Wetter jedoch mit einem Kreuz versehen wurden. Zwischen beiden ist ohne Schwierigkeit eine Linie zu ziehen, weldie die Werte hoher Temperatur und geringen Dampfdrudces von denjenigen Werten trennt, die eine Nebelbereitschaft für den kommenden Morgen angeben. Da a l l e Vortage von heiteren Tagen ohne Einschränkung eingetragen sind und im ganzen nur ein Punkt und zwei Kreuze falsch liegen, bedeutet diese Kurve ein sicheres Mittel, schon aus den 14-Uhr-Ablesungen das Eintreten von Saaletalnebel vorherzusagen. Diese Methode besityt den Vorzug der Einfachheit und raschen Übersichtlichkeit. Die Kurve ist jedoch nur für die Station gültig, für welche sie aus vorliegenden Messungen aufgestellt worden ist. Voraussetjung für die Anwendung dieser einfachen Erfahrungskurve ist, daß nach dem 14-Uhr-Termin kein Luftmassen-, Wihd oder sonstiger Witterungswechsel eintritt, der die Geltungsdauer

Innenstadt 4)

Nach einem Vorschlag v o n P.

Thran.

127

der Ablesung sofort unterbrechen würde. Schon der oben erwähnte „ S a a l e t a l w i n d " kann, wenn er mehr als S t ä r k e 3 erreicht, unter U m s t ä n d e n nebelverhindernd wirken (29. 8. 1945). Mithilfe von E r f a h r u n g s w e r t e n ist bei der großen Häufigkeit die V o r h e r s a g e der Saaletalnebel nicht schwierig.

Ahl). 6 : T e m p e r a t u r v e r l a u f J ä g e r b e r g , H e i l i g e r B e r g , R a u tal an e i n e m T a g mit T a l n e b e l u n d zwei nachfolgenden klaren Tagen.

über Kalt- und Warmluftinseln Zusammenfassung: D e r V o r g a n g , der zur A u s b i l d u n g der sog. , . K a l t l u f t t r o p f e n " f ü h r t , stellt sich in g a n z entsprechender W e i s e an d e n E n d e n d e r W a r m l u f t v o r s t ö ß e ein. W e n n sich die a b g e s c h n ü r t e n L u f t k ö r p e r t a g e l a n g isoliert erhalten, w i r d f ü r sie die B e z e i c h n u n g „ I n s e l " a n s t a t t „ T r o p f e n " v o r g e s c h l a g e n . V e r h a l t e n u n d W e t t e r e i g e n t ü m l i c h k e i t e n der „ I n s e l n " werden besprochen.

Betrachtet man reihenweise die seit reichlich zehn J a h r e n als T o p o g r a p h i e n der 500 mb-Fläche vorliegenden K a r l e n der L u f t d r u c k v e r t e i l u n g in der Höhe, so stellt man grundsätjliche Abweichungen von den K a r t e n der Bodendruckverteilung f e s t : sie zeigen f a s t durchweg ein viel einfacheres Bild der Druckanordnung als die B o d e n k a r t e n , n ä m l i d i vorwiegend einen hauptsächlich von Westen nach Osten v e r l a u f e n d e n Isohypsenverlauf, wie er nach der allgemeinen T e m p e r a t u r a b n a h m e vom Ä q u a t o r zum Pol hin g e f o r d e r t werden muß. D a s gilt auch noch f ü r viele T a g e , an denen in der B o d e n k a r t e Hoch- und T i e f d r u c k g e b i e t e mit geschlossenen I s o b a r e n f o r m e n a u f t r e t e n , die mithin nur Erscheinungen der untersten Höhenkilometer sind und schon in der Mitte der T r o p o s p h ä r e in dieser F o r m nicht mehr existieren, vielmehr sich hier meist nur noch in Ausbuchtungen im Isohypsenverlauf der 500 mb-Fläche zu erkennen geben. U m so mehr fällt es auf, wenn in unseren geographischen Breiten doch gelegentlich geschlossene I s o h y p s e n f o r m e n , also HöhenHoch- und -Tiefdruckgebiete mit deutlichem K e r n in Erscheinung treten, so wie es in den B o d e n k a r t e n etwas Alltägliches ist. Nur sind dann in den Höhenk a r t e n die Gebilde regelmäßiger und rundlicher ausgestaltet als unten. D a nun die relative T o p o g r a p h i e , der A b s t a n d der 500 rab- von der 1000 mb-Fläche, lediglich von der M i t t e l t e m p e r a t u r der Luftschicht zwischen beiden Flächen bestimmt wird, diese M i t t e l t e m p e r a t u r demnach in erster Linie f ü r die Höhenlage der 500 mbFläche ausschlaggebend ist, müssen beide A r t e n von T o p o g r a p h i e n im allgemeinen recht ähnliche B i l d e r

128

Zum Zwecke einer übersichtlichen Z u s a m m e n f a s s u n g sind in Abb. 6 f ü r die verschiedenen Höhenlagen des Meßgeländes die T e m p e r a t u r d i a g r a m m e der aufeinanderfolgenden T a g e vom 13. bis 15. 7. 1946 wiedergegeben, die einen Ü b e r g a n g von dunstiger Schönwetterlage mit F r ü h n e b e l n zu k l a r e m nebelfreien Wetter enthalten. D e r 13. 7. war stark unsichtig, die bevorstehende Nebelbildung an dem T a l d u n s t sowie an den D a m p f d r u c k w e r t e n einwandfrei vorauszusehen. Nach N e b e l a u f l ö s u n g trat durch frische Ostwinde am Mittag des 14. 7. eine völlige V e r ä n d e r u n g der Sicht und Feuchtigkeitsverhältnisse ein, die in der folgenden Nacht das Ausbleiben des Nebels und am T a g e die Erhöhung der T a g e s m a x i m a und ü b e r h a u p t der Amplituden zur F o l g e hatte. Auch die V e r s c h ä r f u n g der mikroklimatischen Wärmeunterschiede, h e r v o r g e r u f e n durch intensivere Ein- und Ausstrahlung in der trockenen L u f t m a s s e , sowie deren von T a g zu T a g fortschreitende E r w ä r m u n g sind aus der D a r s t e l l u n g deutlich zu erkennen. Anschrift

des

V e r f a s s e r s :

Thüringische

Lan-

deswetterwarte, Weimar, Karl-Marx-Platz.

Von W . K ö n i g - P o t s d a m liefern. In der T a t bestätigt ein Vergleich der K a r t e n diese theoretische E r w a r t u n g , und es ist nach dieser Feststellung klar, daß den H ö h e n t i e f s in der Regel L u f t s ä u l e n niedriger, den Höhenhochs auf der andern Seite L u f t s ä u l e n hoher M i t t e l t e m p e r a t u r entsprechen müssen. B e s o n d e r s interessant wird nun die Lebensgeschichte dieser abgeschlossenen Druck- und Temperaturgebilde, die beim A u f t r e t e n solcher Erscheinungen in mittleren geographischen B r e i t e n der E r d e die folgende ist: Von Zeit zu Zeit nehmen aus bisher noch unbekannten Ursachen die vorher erwähnten Ausbuchtungen im sonst westöstlichen Isohypsenverlauf beider K a r t e n a r t e n s t ä r k e r e Ausmaße an, so daß die Höhenlinien dann läppen- oder z u n g e n f ö r m i g e Gebilde umschließen, die weit nach Norden bzw. Süden vorstoßen und 20 geographischer B r e i t e oder mehr durchsehen können. Häufig greifen sie gegenseitig ineinander. In den K a r t e n der a b s o l u t e n T o p o g r a p h i e würde man in solchen Fällen entweder von A u s l ä u f e r n tiefen Druckes in der Höhendruckverteilung zu sprechen haben, die auf der Nordhalbkugel stets nach Süden ausgreifen, da sie sich vom polaren Höhentief in niedrigere B r e i t e n erstrecken, oder im entgegengesetjten Fall von A u s l ä u f e r n höhen Druckes, die, stets vom tropischen Höhenhochdruck ausgehend, in höhere Breiten hineinreichen. In den K a r t e n der relativen Topographie aber haben wir es im ersten Fall mit K a l t l u f t vorstößen aus dem polaren, im zweiten F a l l mit W a r m luftausbrüchen aus dem subtropischen Gebiet zu tun. U n t e r geeigneten U m s t ä n d e n erfolgt nun eine Abschnürung des vorderen E n d e s dieser zungenförmigen A u s l ä u f e r . Wenn nämlich z. B . an dem südlichen E n d e eines solchen K a l t l u f t v o r s t o ß e s die L u f t m a s s e n durch ein rundlich abgeschlossenes k r ä f t i g e s Bodentief in eine k r e i s f ö r m i g e B e w e g u n g verseht werden, besteht die Möglichkeit eines Ü b e r g r e i f e n s der wirbelartigen B e w e g u n g auf etwas höhere Luftschichten. D a b e i schwenkt die

ursprünglich an der Z y k l o n e n o s t s e i t e nordwärts vors t o ß e n d e W a r m l u f t wieder nach W e s t e n ein und t r e n n t somit die v o r d e r s t e Spitje der K a l t l u f t z u n g e ab. W i e ein a b r e i ß e n d e r T r o p f e n löst sich dann dieses v o r d e r e E n d e der K a l t l u f t von dem H a u p t k a l t l u f t g e b i e t los, so daß m a n f ü r diesen Augenblick mit R e c h t die B e n e n nung K a l t l u f t t r o p f e n gebraucht hat. O f t findet sich indessen die abgerissene K a l t l u f t m a s s e noch tagelang vor und bleibt, von allen S e i t e n h e r von w ä r m e r e r L u f t u m g e b e n , zumeist o h n e wesentliche O r t s v e r ä n d e rung liegen. I n diesen F ä l l e n scheint m i r die B e zeichnung „ I n s e l " z u t r e f f e n d e r als die des „ T r o p f e n s " . D i e K l i m a t o l o g i e h a t f ü r entsprechende A n o r d n u n g der I s o t h e r m e n den N a m e n K ä l t e p o l e i n g e f ü h r t , der bei den wenigen F ä l l e n seiner Anwendung passend gewählt ist, a b e r f ü r unsere Zwecke b e i der H ä u f u n g der F ä l l e b e s s e r v e r m i e d e n wird. Ganz ähnliche Abschnürungen k o m m e n nun auch am nördlichen E n d e von W a r m l u f t a u s b r ü c h e n vor, indem die W a r m l u f t z u n g e n spiße dann beispielsweise durch einen K a l t l u f t v o r s t o ß a b g e t r e n n t wird, der u m eine westlich von ihr gelegene Z y k l o n e h e r u m g e f ü h r t worden ist. F ü r diese V o r k o m m n i s s e f e h l t b i s h e r ein N a m e . Persönlich habe ich selbst zwar im täglichen W e t t e r d i e n s t in Ü b e r t r a g u n g des B i l d e s vom A b t r o p f e n gelegentlich auch von „ W a r m l u f t t r o p f e n " gesprochen, m ö c h t e indessen bei diesem V o r g a n g , der wieder einen meist tagelang an einer S t e l l e v e r w e i l e n d e n abgeschlossenen W a r m l u f t k ö r p e r zustandebringt, auch dem N a m e n „ W a r m luft i i i s e 1" den V o r z u g gebenE s ist nach dem, was oben ü b e r die gegenseitige V e r k n ü p f u n g von absoluter und r e l a t i v e r T o p o g r a p h i e gesagt wurde, ohne w e i t e r e s einleuchtend, daß in der R e g e l eine K a l t l u f t i n s e l in der absoluten T o p o g r a p h i e als H ö h e n t i e f , eine W a r m l u f t i n s e l als Höhenhoch in Erscheinung t r e t e n wird. W i r h a b e n im e r s t e n F a l l das H ö h e n t i e f ü b e r dem B o d e n t i e f gelegen, also ein T i e f mit s e n k r e c h t e r Achse, das auch nach den auf anderen W e g e n gewonnenen R e g e l n zum Stillstand k o m m t , im zweiten F a l l ein Höhenhoch ü b e r dem B o d e n h o c h , was üblicherweise als beständiges Hochdruckgebiet angesprochen wird. ( D i e häufigere Abweichung in dieser gegenseitigen Zuordnung f ü r den F a l l der beständigen Hochdruckgebiete soll unten noch e r ö r t e r t werden.) D a ß im F a l l e des T i e f s die B e z e i c h nung K a l t luftinsel nur von der M i t t e l t e m p e r a tur der u n t e r e n T r o p o s p h ä r e n h ä l f t e aus zu v e r s t e h e n ist, soll nachher noch n ä h e r b e l e u c h t e t werden. D i e o f t zu b e o b a c h t e n d e B e h a r r l i c h k e i t der K a l t l u f t i n s e l n n i m m t nicht W u n d e r , w e n n m a n sich ihre Strömungsverhältnisse vergegenwärtigt. Liegt der K e r n des H ö h e n t i e f s senkrecht ü b e r dem des B o d e n t i e f s , so w e r d e n allmählich in allen H ö h e n (meist sogar durch die ganze T r o p o s p h ä r e hindurch) die Stromlinien zu L u f t b a h n e n ; es m u ß also eine echt wirbelartige L u f t b e w e g u n g Zustandekommen, denn im F a l l des r e i n e n G r a d i e n t w i n d e s folgen die S t r o m f ä d e n den Isohypsen der Höhendruckflächen, u m k r e i s e n also das T i e f , um w i e d e r zu i h r e m Ausgangspunkt zurückzukehren. D a m i t e r h ä l t sich eine Zeitlang das T i e f u n v e r ä n d e r t , es b l e i b t a b e r auch die das T i e f a u f b a u e n d e L u f t m a s s e die gleiche, ein n e n n e n s w e r t e r Austausch mit den u m g e b e n d e n L u f t m a s s e n findet nicht statt. Schwerer zu v e r s t e h e n ist die B e h a r r l i c h k e i t der W a r m l u f t i n s e l n . In Abweichung von dem eben geschilderten A u f b a u der k a l t e n T i e f d r u c k g e b i e t e mit s e n k r e c h t e r Achse t r i f f t die b e r e i t s a n g e f ü h r t e

und bisher häufig v e r t r e t e n e Anschauung von e i n e r ebenfalls senkrechten Achse der beständigen Hochdruckgebiete nach m e i n e n B e o b a c h t u n g e n im allgem e i n e n nicht zu. V i e l m e h r ist das Höhenhoch in der Mehrzahl der F ä l l e meist deutlich gegenüber dem B o d e n h o c h verschoben, gewöhnlich liegt es westwärts vom B o d e n h o c h , so daß die Achse des Hochdruckgebietes eine schräge L a g e aufweist. D i e w i r b e l a r t i g e Strömung um die s e n k r e c h t e Achse scheint in diesem F a l l e hauptsächlich erst in den Schichten o b e r h a l b etwa 3 — 4 0 0 0 m e r f ü l l t zu sein, wie auch die I n s e l f o r m d e r I s o t h e r m e n erst in g r ö ß e r e n H ö h e n zutage t r i t t . Sind die bisherigen Ü b e r l e g u n g e n und F o l g e r u n g e n richtig, so m u ß die relative T o p o g r a p h i e der K a l t l u f t inseln im L a u f e der Zeit z u n e h m e n , d. h. die Mittelt e m p e r a t u r der u n t e r e n T r o p o s p h ä r e n h ä l f t e muß ansteigen, da j a der abgesprengte K a l t l u f t k ö r p e r in den Gegenden h ö h e r e r N o r m a l t e m p e r a t u r seine T e m p e r a t u r der l e t j t e r e n angleichen, sich also allmählich erw ä r m e n und damit als K a l t l u f t k ö r p e r erlöschen wird. U m g e k e h r t ist f ü r die W a r m l u f t i n s e l n im R e g e l f a l l ein S i n k e n der M i t t e l t e m p e r a t u r e n zu e r w a r t e n . D i e B e o b a c h t u n g b e s t ä t i g t tatsächlich im allgemeinen diese E r w a r t u n g e n . Nur in seltenen A u s n a h m e n e r n i e d r i g t sich die r e l a t i v e T o p o g r a p h i e im G e b i e t e der K a l t l u f t inseln noch um ein geringes, w o f ü r Ausstrahlungse f f e k t e und dynamische A b k ü h l u n g (Auspumpen) als mögliche Ursachen angesprochen w e r d e n k ö n n e n . B e i der gleichfalls als Ausnahme zu beobachtenden schwachen T e m p e r a t u r e r h ö h u n g der losgelösten W a r m luftinseln würde m a n in analoger W e i s e an W i r k u n g e n der E i n s t r a h l u n g oder an dynamische E r w ä r m u n g zu denken h a b e n . W ä h r e n d die beständigen Hochdruckgebiete längst als G e b i e t e h e i t e r e n und t r o c k e n e n W e t t e r s b e k a n n t sind, e r l e b t d e r v o r h e r s a g e n d e M e t e o r o l o g e mit den K a l t l u f t i n s e l n jiicht selten eine E n t t ä u s c h u n g . Entsprechend dem V e r h a l t e n der vorangegangenen Zyk l o n e n , die nach dem K a l t l u f t e i n b r u c h wechselhafte B e w ö l k u n g und nur noch k a l t l u f t e i g e n e Schauer, das sog. R ü c k s e i t e n w e t t e r , gebracht h a b e n , wird auch bei B i l d u n g der K a l t l u f t i n s e l n nach dem Durchgang der H a u p t k a l t f r o n t wieder W e t t e r b e s s e r u n g a n g e s e ^ t . Das W e t t e r der K a l t l u f t i n s e l n zeichnet sich dagegen durch recht gleichmäßig t r ü b e n H i m m e l mit dicker Bewölkung und durch länger a n h a l t e n d e Niederschläge aus, bei denen nicht m e h r von S c h a u e r c h a r a k t e r gesprochen .werden k a n n . M e i n e G e d a n k e n im täglichen W e t t e r dienst ü b e r diese i m m e r wieder ü b e r r a s c h e n d e W e t t e r entwicklung h a b e n mich nun zu f o l g e n d e m E r k l ä rungsversuch g e f ü h r t : D i e im W a r m s e k t o r in die Z y k l o n e h i n e i n g e f ü h r t e W a r m l u f t , die zwar bei der vollzogenen Okklusion vom B o d e n abgehoben ist, k a n n im F a l l des hochreichenden T i e f d r u c k g e b i e t e s mit s e n k r e c h t e r Achse nach den v o r h e r schon besprochenen S t r ö m u n g s v e r h ä l t n i s s e n den B e r e i c h des T i e f d r u c k g e b i e t e s nicht verlassen. H i e r ist also ein deutlicher U n t e r s c h i e d gegeben zu den zahlreichen anderen Z y k l o n e n , die am B o d e n geschlossene Isob a r e n f o r m , in der H ö h e a b e r n u r Ausbuchtungen in den Isohypsen aufzeigen, längs denen die W a r m l u f t aus dem T i e f d r u c k w i r b e l der u n t e r e n Schichten in h ö h e r e n Niveaus nach a u ß e n a b g e f ü h r t wird. I n dem speziellen F a l l der K a l t l u f t i n s e l dagegen v e r b l e i b t die vom B o d e n a b g e h o b e n e W a r m l u f t , der allgemeinen Ringbewegung folgend, im T i e f d r u c k b e s e i c h , es e n t steht, um den von der O k k l u s i o n h e r gebräuchlichen

129

A u s d r u c k zu v e r w e n d e n , eine W a r m l u f t s c h a l e , a b e r d i e s m a l eine solche von rundlicher, d e r G e s t a l t d e s T i e f d r u c k g e b i e t s a n g e p a ß t e r F o r m , i m G e g e n s a t } zu d e r t r o g f ö r m i g e n A u s b i l d u n g , die bei d e r n o r m a l e n O k k l u s i o n üblich ist. Diese vertikale Luftmassena n o r d n u n g : in D r e h b e w e g u n g befindliche a b g e h o b e n e W a r m l u f t ü b e r d e r u n t e r ihr gleichfalls r o t i e r e n d e n k a l t e n , f ü h r t zu d e r gleichmäßigen B e w ö l k u n g u n d zu den länger anhaltenden und verbreiteten Niederschlägen, f ü r welche m a n vergeblich F r o n t e n sucht, die sie v e r u r s a c h e n k ö n n t e n . Die beharrlichen Warmluftinseln oder Höhenhochs sind, wie oben e r w ä h n t , in d e r R e g e l g e g e n ü b e r d e m B o d e n h o c h nach W e s t e n v e r s c h o b e n . D a s Bodenhocli ist in d i e s e n F ä l l e n zu erheblichem T e i l als k a l t e s

und niedriges anzusprechen. D i e K o p p l u n g eines solchen t h e r m i s c h e n H o c h d r u c k g e b i e t e s der u n t e r e n Schichten m i t e i n e m durch schräg l i e g e n d e Hoclidruckaclise in d e n h ö h e r e n Schichten w i r b e l a r t i g r o t i e r e n d e n W a r m l u f t k ö r p e r , d e r ein H ö h e n h o c h d a r s t e l l t , scheint nach m e i n e n b i s h e r i g e n B e o b a c h t u n g e n u n d E r f a h r u n g e n in d e r M e h r z a h l der F ä l l e d e n A u f b a u der A t m o s p h ä r e f ü r die s t a t i o n ä r e n H o c h d r u c k l a g e n d e r m i t t l e r e n g e o g r a p h i s c h e n B r e i t e n a u s z u m a c h e n . Doch möchte ich m i t E r k l ä r u n g s v e r s u c h e n f ü r d i e s e w e n i g e r einfachen Z u s a m m e n h ä n g e noch z u r ü c k h a l t e n , b e v o r ich nicht noch reichlicheres B e o b a c h t u n g s m a t e r i a l gesammelt und verarbeitet habe. Anschrift des V e r f a s s e r s : P o t s d a m , Meteorologisches Zentralobservutorium

Die Lage des Arago-Punktes in Abhängigkeit von der Sonnen- und Himmelsstrahlung und den Dämmerungserscheinungen Von V. D a h l k a m p - K e d d i n g h a u s e n D i e v o r l i e g e n d e A r b e i t v e r f o l g t d a s Ziel, v o r n e h m l i c h zu u n t e r s u c h e n , ob eine A b h ä n g i g k e i t zwischen d e r Intensität der Sonnenstrahlung und den Abstandsänderungen der neutralen P u n k t e — des BabinetP u n k t e s von d e r S o n n e u n d d e s A r a g o - P u n k t e s v o n d e r G e g e n s o n n e — i n s b e s o n d e r e in den S p e k t r a l f a r b e n f e s t g e s t e l l t w e r d e n k a n n . J e n s e n 1 ) hat b e r e i t s f r ü h e r auf die B e d e u t u n g d e r s p e k t r a l e n A b s t ä n d e d e r neut r a l e n P u n k t e , v o r a l l e m des a m leichtesten zu verf o l g e n d e n A r a g o - P u n k t e s , hei v e r s c h i e d e n e m atmos p h ä r i s c h e n R e i n h e i t s g r a d h i n g e w i e s e n u n d zur besseren G e w i n n u n g e i n e r Ü b e r s i c h t ü b e r d e n T r a n s p a r e n z z u s t a n d der A t m o s p h ä r e gleichzeitige a k t i n o m e t r i s c h e Messungen von Sonnenstrahlungsintensitäten vorgeschlagen. D a die n e u t r a l e n P u n k t e , wie a n z u n e h m e n ist, durch K o m p e n s a t i o n d e s an d e n M o l e k ü l e n d e r A t m o s p h ä r e seitlich g e s t r e u t e n Sonnen- u n d H i m m e l s l i c h t e s ents t e h e n , so l a g der G e d a n k e n a h e , n e b e n d e n A b s t a n d s m e s s u n g e n d e r n e u t r a l e n P u n k t e von i h r e n B e z u g s p u n k t e n gleichzeitig auch die I n t e n s i t ä t d e r Sonnens t r a h l u n g zu m e s s e n , d a j a durch d a s Streulicht d e r S o n n e n s t r a h l u n g an den M o l e k ü l e n der A t m o s p h ä r e , d e m die n e u t r a l e n P u n k t e i h r e E n t s t e h u n g v e r d a n k e n , eine Schwächung d e r I n t e n s i t ä t d e r S o n n e n s t r a h l u n g e n t s t e h t . D i e durch die D i f f u s i o n d e r S o n n e n s t r a h l u n g in d e r A t m o s p h ä r e b e d i n g t e E x t i n k t i o n d e s Sonnenlichtes n i m m t u m so g r ö ß e r e W e r t e an, j e g e r i n g e r die D u r c h s i c h t i g k e i t d e r A t m o s p h ä r e durch d a s V o r h a n d e n sein e i n e r g r ö ß e r e n M e n g e von s u s p e n d i e r e n d e n Teilchen o d e r j e g r ö ß e r die optische I n h o m o g e n i t ä t d e r A t m o s p h ä r e selbst ist. D i e s e V e r g r ö ß e r u n g d e r durch seitliche S t r e u u n g d e s Sonnenlichtes b e d i n g t e n E x t i n k tion zieht a b e r eine V e r m e h r u n g d e r P o l a r i s a t i o n s k o m p o n e n t e d e s S t r e u l i c h t e s nach sich, w a s eine Verl a g e r u n g d e r n e u t r a l e n P u n k t e in ihren A b s t a n d s w e r t e n von d e r S o n n e o d e r G e g e n s o n n e b e d i n g t . S o m i t erk e n n e n wir, daß sich die n e u t r a l e n P u n k t e in ihren S c h w a n k u n g s e r s c h e i n u n g e n u m g e k e h r t wie die Sonnen') Chr. Jensen,

130

Ztschr. f. Geophys., J a h r g . 3, S. 360.

S t r a h l u n g s i n t e n s i t ä t e n v e r h a l t e n m ü s s e n , w a s auch in d e n n e g a t i v e n V o r z e i c h e n d e r n a c h s t e h e n d noch zu diskutierenden Korrelationskoeffizienten zum Ausdruck k o m m t . A u s d e m V o r s t e h e n d e n ist z u e r k e n n e n , daß zur G e w i n n u n g einer a l l g e m e i n e n Ü b e r s i c h t ü b e r den h e r r s c h e n d e n T r a n s p a r e n z z u s t a n d d e r A t m o s p h ä r e neb e n d e n M e s s u n g e n d e r S t r a h l u n g s i n t e n s i t ä t e n auch die P o l a r i s a t i o n s p h ä n o m e n e h e r a n z u z i e h e n sind. Wie s p ä t e r g e z e i g t w i r d , reicht die I n t e n s i t ä t s m e s s u n g d e r S o n n e n s t r a h l u n g u n d d e r aus ihnen a h g e l e i t e t e Triib u n g s f a k t o r z u r B e u r t e i l u n g des R e i n h e i t s g r a d e s d e r A t m o s p h ä r e nicht a u s . D u r c h die f r e u n d l i c h e V e r m i t t l u n g von Jensen w u r d e d e r V o l k s s t e r n w a r t e R e c k l i n g h a u s e n v o m Reichsa m t f ü r W e t t e r d i e n s t ein R o b i ^ s c b - A k t i n o g r a p h zur D u r c h f ü h r u n g d e r S t r a h l u n g s m e s s u n g e n in d a n k e n s w e r t e r W e i s e zur V e r f ü g u n g gestellt. Gleichzeitig k o n n t e die V o l k s s t e r n w a r t e ein B ü t t n e r - A k t i n o m e t e r von d e r F i r m a G ü n t h e r & T e g e t m e y e r in B r a u n s c h w e i g e r w e r b e n , so daß n u n m e h r die Strahlungsmessungen gegenseitig kontrollierbar waren. Über diese Messungen im Z u s a m m e n h a n g mit d e m Gang der n e u t r a l e n P u n k t e i m b l a u e n , g r ü n e n , weißen u n d r o t e n Licht w i r d v o m V e r f a s s e r 2 ) berichtet w e r d e n . B e i d e n hier a n g e s t e l l t e n U n t e r s u c h u n g e n ü b e r die g e g e n s e i t i g e n W e c h s e l b e z i e h u n g e n zwischen den Arago-Abständen v o m a n t i s o l a r e n P u n k t in den v e r s c h i e d e n e n S p e k t r a l f a r b e n u n d d e n S t r a h l u n g s i n t e n s i t ä t e n k o n n t e sowohl bei d e r G e s a m t s t r a h l u n g (Robitjsch-Gerät) als auch bei der reinen S o n n e n s t r a h l u n g ( B ü t t n e r - G e r ä t ) die g r ö ß t e Ü b e r e i n s t i m m u n g zwischen den b e i d e n K o m p o n e n t e n bei einer S o n n e n h ö h e von e t w a 1 0 , 5 ° n a c h g e w i e s e n w e r d e n . E i n e K o r r e l a t i o n zwischen den S o n n e n s t r a h l u n g s i n t e n s i t ä t e n bei 1 0 , 5 ° S o n n e n h ö h e u n d d e n A r a g o A b s t ä n d e n v o m G e g e n p u n k t d e r S o n n e im b l a u e n u n d r o t e n Licht bei gleicher S o n n e n h ö h e e r g a b f ü r d a s Robitjsche G e r ä t einen K o r r e l a t i o n s k o e f f i z i e n t e n v o n — 0 , 9 1 6 + 0 , 0 5 3 f ü r die A r a g o - A b s t ä n d e i m b l a u e n 2) V. Dalilkamp, B e i t r ä g e zu Untersuchungen des atm. R e i n h e i t s g r a d e s . Erscheint demnächst in dieser Zeitschrift.

Licht und einen Korrelationskoeffizienten von — 0,918 + 0,052 für Arago-Abstände im roten Licht. Für die mit dem Büttner-Gerät gefundenen Angaben und den Arago-Abständen zu gleichen Zeiten wurden folgende Korrelationskoeffizienten gefunden: für blau — 0,861 ± 0,087 und für rot — 0,726 ± 0,157. In nachstehender Tabelle sind auch die für andere Sonnenhöhen gefundenen Korrelationskoeffizienten mitgeteilt.

Washington geeicht wurde, gefunden: Strahlung/AragoAbstand im blauen Licht = — 0,65 + 0,04; für Strahlung/Arago-Abstand im roten Licht = — 0 , 8 2 + 0,02. Wie N e u b e r g e r hervorhebt, ist nach seinen Messungen der Arago-Punkt im roten Licht bei ,10,5° Sonnenhöhe empfindlicher gegen Trübungen als der Arago-Punkt im blauen Licht. Die in Recklinghausen gefundenen Ergebnisse weichen von seiner Feststellung

Tabelle 1 Korrelationskoeffienten

Q h

Robitzsches Gerät Strahlung /Arago Strahlung / Arago blau

0.5° 5.50 7.50 10.5« 11.5" 12.5° 15.5°

— — — — — +

0.458 0.766 0.855 0 916 0.789 0.385 0.0098

+ + + + + +

Büttnersehes Gerät Strahlung / A r a g o Strahlung / Arago blau

rot 0.263 0.137 0.089 0.053 0.123 0.283

— — — — — — +

0.261 0.743 0.733 0.918 0.445 0.235 0.0196

Für die Berechnung des Korrelationskoeffizienten hat es sich als zweckmäßig erwiesen, die Strahlungsintensitäten der mit dem Robitjsch-Gerät gemessenen Gesamtstrahlung auf gcal/cm 2 min. umzurechnen. Die F •q Umrechnung wurde mittels der Formel p = - y r ^ d u r c h geführt. Hier bedeutet F die Anzahl der Flächeneinheiten, die zu den entsprechenden Sonnenhöhen gehören, und q der Eichfaktor. Bei dem Büttner-Gerät konnten zur Korrelation nicht die Strahlungsintensitäten herangezogen werden, sondern hier mußten wir uns mit dem Fadenausschlag begnügen, da die Eichung des Instruments noch nicht durchgeführt werden konnte und hierdurch möglicherweise gewisse Unstimmigkeiten in den Rechnungsgang kommen können. Es zeigt sich aber auch bei diesem Vergleich, daß die größte Abhängigkeit zwischen den Fadenausschlägen bei 10,5° Sonnenhöhe und den Arago-Abständen im blauen und roten Licht bei gleichen Sonnenhöhen, etwa dem sekundären Maximum entsprechend, festgestellt werden kann, wie Tabelle 1 zeigt. Bemerkenswert ist, daß die Korrelation mit den Angaben des Robitjsch-Gerätes einen besseren Korrelationskoeffizienten ergeben hat als die Korrelation mit dem Büttner-Gerät. Diese Tatsache dürfte vielleicht ihre Ursache darin finden, daß mit dem RobitjschGerät ein Teil der diffusen Himmelstrahlung aufgenommen wird, die für die Entstehung der neutralen Punkte mitbestimmend ist. N e u b e r g e r 3 ) hat gelegentlich seiner Messungen des Arago-Punktes in den verschiedensten Spektralfarben in den Jahren 1938 bis 1940 im Staate Pensylvania in USA. gleichfalls die Abhängigkeit der Abstände des Arago-Punktes vom antisolaren Punkt zu den Strahlungsintensitäten untersucht. Von ihm wurden bei 10,5 Sonnenhöhe folgende Korrelationskoeffizienten unter Verwendung von je 110 Einzelmessungen, gemessen mit dem A n g s t r ö m sehen Aktinometer, welches in der Werkstatt „Of the School of Mineral Industries" gebaut und Vom Wetterbüro in 3 ) H. Neuberger, Studies in A t m o s p h e r i c T u r b i d i t y C e n t r a l P e n n s y l v a n i a 1940, S. 21.

in

+0310 +0.149 + 0.154 + 0.032 + 0.273 +0.315

— 0.506 - 0.801

+ 0.238 + 0 120

rot — 0.401 — 0.686

—

—

— 0.861

+ 0.087

-

0.726

—

0.1496

+ 0.157 — —

—

+

+ 0.280 +0.176

+

0.0488

ab. Die hier gefundene Differenz zwischen der Strahlung/blau und der Strahlung/rot von nur 0,002 ist zu klein, um dem Arago-Punkt im roten Licht mehr Empfindlichkeit zuzusprechen. Im weiteren Verfolg der Abhängigkeitsverhältnisse bei kleineren und größeren Sonnenhöhen als 10,5° zeigt sich in Recklinghausen eine direkte Umkehrung (s. Tab. 1). Hier ist die Geschmeidigkeit des Arago-Punktes im blauen Licht größer als die im roten Licht. Diese hier festgestellte Tatsache legt die Vermutung nahe, daß die Umkehr der Ergebnisse durch eine durchweg größere Trübung am Rande des Industriegebietes bedingt sein mag, als N e u b e r g e r sie bei seinen Messungen in USA. angetroffen hat. Die Zahlen zeigen ferner, daß mit weiter geringer werdender Sonnenhöhe eine allmähliche Abnahme des Korrelationskoeffizienten zu verzeichnen ist, während sich bei zunehmender Sonnenhöhe eine sprunghafte Änderung desselben bemerkbar macht. Es erhebt sich nunmehr zunächst die Frage: „Weshalb besteht zwischen den Abstandsänderungen des AragoPunktes und den Intensitäten der Sonnenstrahlung bei ,10,5° Sonnenhöhe die engste Beziehung?" Im allgemeinen erscheint der Arago-Punkt bei einer trübungsfreien Atmosphäre bei etwa 20° Sonnenhöhe über dem Horizont, was durch die Messungen in Recklinghausen und auch durch die Messungen N e u bergers in USA., dessen Beobachtungsort die geographischen Koordinaten

N

v

=

der

unter

an

den

im V a k u u m

der

nur

ein-

sind, g e s t r e u t e n =

Strahlung

Anzahl der

Teilchen j e Volumeneinheit, X =

zu

streuenden

W e l l e n l ä n g e des P r i -

Brechungsindex

der Luft.

Auslöschungskoeffizient

Wir

keine

er-

Kon-

s t a n t e ist, s o n d e r n a b h ä n g t von d e r N a t u r d e r s t r e u e n den

der

wird

berech-

lumeneinheit

von

die

im Idealfall einer reinen

sie h i e r

der

d'

ringem

Mo-

Voraus-

sich

tion des L i c h t e s im k u r z w e l l i g e n B e r e i c h zu e r w a r t e n , j a — wie schon die L a b o r a t o r i u m s v e r s u c h e mit ge-

zueinanderstehen-

net

kennen., d a ß

Luftschichten

Licht

g e g e b e n . Nach d e r R a y 1 e i g h s e h e n T h e o r i e

ren

unteren

Energieverlust

1 e i g h sehe T h e o r i e

märstrahles,

der

Das

l e k e l n d e r A t m o s p h ä r e w i r d die S t r a h l u n g an E n e r g i e

als die u n t e r e n ; a n d e r e r s e i t s ist a b e r w e g e n d e r g r ö ß e Dichtigkeit

so s t e l l e n w i r f o l g e n d e s f e s t :

Partikel,

der Anzahl und

der Teilchen

schließlich

N in d e r

umgekehrt

Vo-

proportional

zu Ji4 o d e r d i r e k t p r o p o r t i o n a l zu v* ist, d. h. d a ß sein Wert

stark

von

Untersuchungen

der

Wellenlänge

über

den

abhängt,

Reinheitsgrad

was

dt.r

bei

Atmo-

d e s s e n W e l l e n l ä n g e g e g e n ü b e r den s t r e u e n d e n M o l e k e l n

s p h ä r e s t a r k ins G e w i c h t f ä l l t . S o w e r d e n u l t r a v i o l e t t e s

•ils g r o ß a n z u n e h m e n ist u n d d e s h a l b nach d e r

und

Ray-

violettes

Licht

durch

größere

extingierende

l e i g h sehen T h e o r i e u n t e r A n n a h m e von K u g e l g e s t a l t

S c h i c h t e n b a l d a u s g e l ö s c h t ; d i e s e A u s l ö s c h u n g s e t j t sich

der

schrittweise

Molekel

positiv

Arago-Punktes

im

polarisiert

ist,

Sonnenvertikal

im

Bereich

auf

der

des

Gegen-

daß

der

ü b e r das g a n z e S o n n e n s p e k t r u m

Lichtstrahl

von

weiß

allmählich

fort,

in

so

gelblich

s o n n e n s e i t c m e h r u n d m e h r das Ü b e r g e w i c h t ü b e r die

w e i ß , w e i ß l i c h g e l b , g e l b , o r a n g e , u n d r o t ü b e r g e h t bis'

n e g a t i v e P o l a r i s a t i o n e r h ä l t , d. h . die

z u r A u s l ö s c h u n g , wo e r d a n n den E r d s c h a t t e n

nung

des

stetig

Arago-Punktes

abnehmen,

bis

bei

vom

Abstandsentfer-

Antisolarenpunkt

kleinen

negativen

muß

Sonnen-

fläche

streifenden Sonnenstrahlen infolge der dithtercii

h ö h e n u n d m i t d e m e r s t e n A u f t r e t e n des E r d s c h a t t e n s

Packung der Moleküle verhältnismäßig

das

die

Minimum

errreicht wird. Dieser

Zeitpunkt

sowie

d e r des s e k u n d e r e n M a x i m u m s ist s t a r k a b h ä n g i g v o n dem Triibungszustand

der

A t m o s p h ä r e , wie auch

V e r s c h i e b u n g e n des s e k u n d ä r e n

Maximums

bildet.

D i e A u s l ö s c h u n g s w i r k u n g ist a b e r f ü r die die E r d o b e r -

Sonnenstrahlen

besonders

im

sehr groß.

Ietjten

Viertel

Da des

T a g e s l a u f e s L u f t m a s s e n v e r s c h i e d e n e r D i d i t e zu durch-

die

d r i n g e n h a b e n u n d diese D i c h t e sich m i t d e m L a u f d e r

und Mini-

S o n n e d e m H o r i z o n t zu s e h r s t a r k ä n d e r t , ist es e r k l ä r -

m u m s d e u t l i c h e r k e n n e n lassen*).

lich, d a ß e i n e W e c h s e l w i r k u n g in d e r n e g a t i v e n P o l a r i sation

D a ß b e i S t e l l u n g d e r S o n n e im H o r i z o n t d e r B e r e i c h

eintreten muß,

wodurch

der

An-

und

Abstieg

des A r a g o - P u n k t e s b e d i n g t i s t .

d e r G e g e n s o n n e e i n e n s t ä r k e r e n A n t e i l an p o s i t i v polarisiertem Licht zeigen denn

auch die

die

a u f w e i s t als d e r S o n n e n b e r e i c h Kurven

Isoklinenkurve

der

selbst,

Polarisationsisoklinen5);

umfährt

im

Gegensonnen-

A u f G r u n d d e r v o r s t e h e n d e n A u s f ü h r u n g e n m u ß also der

A r a g o - P u n k t sein

chem

Horizontabstand

b e r e i c h ein g r ö ß e r e s F e l d v o n p o s i t i v e r P o l a r i s a t i o n als

durchlaufen.

auf

Horizontabstände

der

Sonnenseite,

wodurch,

selbst

bei

homogener

A t m o s p h ä r e i m m e r eine U n s y m m e t r i e in den ä s t e n zu v e r z e i c h n e n ist. D a m i t s t e h t dieser

Kurven-

Sachverhalt

im g u t e n E i n k l a n g zu den v o r s t e h e n d e n A u s f ü h r u n g e n .

Der

von

Zeitpunkt ist

Zeiten um etwa 10,5° hängig v o n d e m

sekundäres Maximum des

variabel,

und liegt

der

hier angestellten Untersuchungen

bei

in

u n d ist

gleicher normalen stark

Atmosphäre.

unter

abDie

Hinzuziehung

e r g a b e n im

e i n e n D u r c h s d i n i t t s f e h l e r von 0 , 8 7 ° im

glei-

Arago-Punkt

Eintretens

er

Sonnenhöhe

Trübungsgrad

von 8 8 P a r a l l e l b e o b a c h t u n g e n D i e s e Ü b e r l e g u n g e n w e r d e n auch durch die B e o b a c h -

Sonne

allgemeinen

Arago-Abstand

t u n g e n D o r n o s") w e i t g e h e n d g e s t ü t j t . I n s e i n e m gro-

und +

ßen W e r k führt er eine v e r m e h r t e negative

Polarisa-

chen H o r i z o n t a b s t a n d ) . I m b e s o n d e r e n w u r d e n f ü r die

zurüdc,

einzelnen Spektralbereiche folgende Durchschnittsfehler

tion auf

die Z u n a h m e

der Horizonthelligkeit

d a g e g e n w i r d durch e i n e V e r d u n k e l u n g des i i a t ü r l i c h e n Horizontes eine Vergrößerung

der positiven

gefunden:

Polarisa-

4 ) V. Dahlkamp, Beiträge zu Untersuchungen des atm. RciiihLitssrades. Erscheint demnächst in dieser Zeitschrift. r*) V. Dahlkamp und H. Kantus, Untersuchungen über die Verwendbarkeit der Polarisationsisoklinen usw. Ann. d. Hyclr. 1941, S. 2 5 — 3 5 . 6) C. Domo, Himmelshelligkeit und Himmelspol" rißation usw. V e r ö f f . il. Preuß. Met. Inst. 303, S, 132 ff., 1919,

132

1 , 1 6 ° in d e r S o n n e n h ö h e ( A b w e i c h u n g vom glei-

Spektralfarbe

Abweichung im A-Abstand

blau grun weiß rot

0.67° 0.84" 1.06" 1.06°

Abweichung in der Sonnenhöhe + + + +

0.99" 1.22» 1.24» 1 28»

W e i t e r e Untersuchungen zeigten, daß in 21 Fällen (las s e k u n d ä r e M a x i m u m mit dem gleichen Horizontabstand der beiden P u n k t e zusammenfiel. In |19 Fällen w a r eine Abweichung bis zu 0,5° und in 14 Fällen eine Abweichung von 0,6 bis 1,0° festzustellen. In allen diesen Fällen w a r der Arago-Abstand zur Zeit der angenäherten gleichen Horizontabstände der beiden P u n k t e um diese B e t r ä g e k l e i n e r als das sekundäre M a x i m u m , welches in u n m i t t e l b a r e r Nähe der gleichen Horizontabstände gefunden wurde. Dieses Ergebnis der Untersuchung steht im guten Einklang mit der diesseits a u f g e s t e l l t e n Theorie. Auch die von J e n s e n , B u s c h und D o r n o in Zeiten größter Trübung (1912 Katmaiausbruch) g e f u n d e n e n Arago-Abstände sprechen nicht gegen diese Auffassung, wie ein Überblick über die Tabelle 47 b in dem großen W e r k von D o r n o zeigt. Auch hier k a n n festgestellt werden, daß das Maximum in der Nähe der gleichen Horizontabstände der beiden P u n k t e liegt. Vorstehend wurde gezeigt, daß bei ideal reiner Atmosphäre die Sonne und der Arago-Punkt bei 10,5° Sonnenhöhe den gleichen Abstand vom Horizont haben. Gleichzeitig zeigen die Versuchsreihen, daß bei dieser Sonnenhöhe ein sekundäres M a x i m u m des AragoP u n k t e s vorliegt, d. h. daß im Bereich positiver Sonnenhöhen ein M a x i m u m der negativen Polarisationskomponente vorhanden ist. Dieser Sachverhalt e r k l ä r t sich wohl in erster Annäherung dadurch, daß in diesem P u n k t e der Abstand des Arago-Punktes von der Sonne ein Minimum hat. Die Abstandsentfernung von der Sonne S und dem Arago-Punkt A berechnet sich u n t e r der Annahme, daß die Sonne und der Arago-Punkt auf konzentrischen Kreisen mit den R a d i e n R und r wandern, zu =

+

^

+

+

erster Linie auf den k ü r z e r e n Lichtweg der Sonnenstrahlen in den Bereich des Arago-Punktes zu diese-m Zeitpunkt zurückzuführen sein. Die Schwankungen zwischen der Sonnenhöhe einerseits und dem Horizontabstand des Arago-Punktes (Abstand vom antisolaren P u n k t ) andererseits sind auf die Zusammensetzung der diffundierenden Teilchen und auf u n v e r m i t t e l t a u f t r e t e n d e Trübungszustände in der Atmosphäre zurückzuführen, welche dem Auge des Beobachters verborgen sind und z. T. erst später erkannt werden. Hier ist in erster Linie an Luftschlieren, sehr feiner Cirrusschleier, u n t e r dem Horizont stehende Wolken u. ä. gedacht. Im allgemeinen wird festgestellt, daß der Arago-Punkt sein sekundäres M a x i m u m bei gleichem Horizontabstand von Sonne und Arago-Punkt erreicht, um sich von diesem Zeitpunkt ab wieder dem antisolaren P u n k t zu nähern. Der abfallende Kurvenast ist eine Folge der Zunahme der positiven Polarisation im Gegensonnenbereich. Auf Grund dieser Erkenntnis ist auch der Auffassung J e n s e n s , nach welcher der Arago-Amplitude f ü r die B e u r t e i l u n g des atmopshärischen Reinheitsgrades ein größeres Gewicht zuzulegen ist als dem Arago-Abstand, zuzustimmen. W i e J e n s e n 7 ) bereits gelegentlich, seiner Beobachtungen in Ilmenau und auf Helgoland feststellte, zeigen die Winter- und S o m m e r k u r v e n des Erdschattens eine deutliche Abhängigkeit vom Reinheitsgrad der Atmosphäre, und zwar wird bei reiner Atmosphäre ein schnellerer Anstieg des Erdschattens festgestellt als bei g e t r ü b t e r . Auch S p a n g e n b e r g 8 ) kommt bei seinen Untersuchungen zu dem gleichen Ergebnis. Der Anstieg des Erdschattens entspricht dem Trübungsgrad der Atmosphäre. Ein gleiches V e r h a l t e n ist auch beim Arago-Punkt, wie die Messungen zeigen, nach seinem Durchlaufen des s e k u n d ä r e n Minimums festzustellen.

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E5UCHT: Meteorologische und hydrologisdie jahrbücher von Preußen und Sadisen von 1900 bis 1934 (vor allem die Veröffentlichungen des Preußischen Meteorologischen Instituts und der Sächsischen Landeswetterwarte sowie der Preußischen und Sächsischen Landesanstalt für Gewässerkunde). Angebote an das Meteorologische Zentralobservatorium Potsdam, Abteilung Klimaforschung.

Direktor des Meteorologischen Zentralobservatoriums

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