N. F. I. Ni 



Naturwissenschaftliche Wochenschrift. 



sten Luftschichten das Temperaturgefälle bis zuin adia- 

 batischen Zustand g-ewachsen, so würden die jetzt noch 

 eintretenden Bewegungen, welche aus kleinen Temperatur- 

 schwankungen des Bodens entstehen, keine Aenderung der 

 Temperaturverteilung mehr bewirken. Wenn aber das 

 Gefälle über i " auf loo m zu wachsen beginnt, erzeugt 

 jede geringe Gleichgewichtsstörung sogleich eine verticale 

 Strömung von wachsender Stärke und demgemäss einen 

 Ausgleich , welcher das irgendwo entstehende labile 

 Gleichgewicht immer sofort wieder vernichtet. Es würde 

 also in dem angenommenen Fall einer überall nahezu 

 gleichförmigen Bodentemperatur die Luft sich in adiaba- 

 tischem Zustande befinden, d. h. nach oben um je i " auf 

 lOO m kälter werden. 



Diese Darstellung weiclit aber noch in zwei wichtigen 

 Dingen von der Wirklichkeit ab. Erstens erleidet die 

 Bodentemperatur sehr erhebliche Schwankungen, und 

 zweitens ist die Luft nicht stets ungesättigt, sondern es 

 müssen die Vorgänge der Condensation und Verdampfung 

 mitberücksichtigt werden. Was die Temperaturschwan- 

 kungen des Bodens betrifft, so entstammen sie sowohl dem 

 regelmässig mit dem Wechsel der Tages- und der Jahres- 

 zeiten eintretenden Gange der Sonnenstrahlung, als auch 

 den unregelmässigen Aenderungen, die das wechselnde 

 Wetter mit sich bringt. Und hierbei besteht ein sehr 

 wesentlicher Unterschied zwischen Erwärmung und Ab- 

 külilung. Wird der Boden und die ihm anliegende Luft 

 kälter, so nimmt die unterste Luftschicht noch an Schwere 

 zu und verbleibt an ihrer Stelle. Geht aber Wärme vom 

 Boden in die Luft über, so wird diese leichter und beginnt 

 emporzusteigen. Kälte verbleibt also am Boden und in 

 der unteren Luft, Wärme aber wird wenigstens teilweise 

 in höhere Schichten geführt. Die Gesamtwirkung der im 

 Boden auftretenden Temperaturänderungen muss also in 

 einer Abkühlung der unteren Luftschichten sich geltend 

 machen, oder, was dasselbe ist, in einer Verminderung des 

 Temperaturgefälles. Im gleichen Sinne macht sich auch 

 die Luftfeuchtigkeit geltend, sobald verticale Bewegungen 

 von einiger Stärke stattfinden. Es kommt dabei in Be- 

 tracht, dass Luft nur eine gewisse, von der Temperatur 

 abhängige und mit dieser wachsende Dampfmenge auf- 

 nehmen kann. Ist diese Menge in einer Luftmasse vor- 

 handen und die Luft also gesättigt, so wird bei weiterer 

 Wärmeentziehung ein Teil des Dampfes condensiert und 

 sinkt in Form flüssiger Tröpfchen oder (unter o") fester 

 Eiskrystalle herab. Für jede Luftmenge kann man dem- 

 gemäss eine vom jeweiligen Dampfgehalt abhängige Tem- 

 peratur angeben, welche „Taupunkt" heisst, weil durch 

 Abkühlung bis zu dieser Grenze die Luft zur Condensation 

 gebracht wird. Wenn nun dampfhaltige Luft emporsteigt 

 und sich dabei dynamisch abkühlt, so erreicht sie ihren Tau- 

 punkt in einer Höhe, die von der Anfangstemperatur und 

 dem Dampfgehalt abhängt. Beim weiteren Steigen führt 

 die fortgesetzte Abkühlung zur Condensation des mit- 

 geführten Dampfes unter Freiwerden einer entsprechenden 

 Menge latenter Wärme (etwa 6oo Calorien für ein Kilo- 

 gramm Condensationswasser), und hierdurch wird die 

 dynamische Abkühlung zum Teil ausgeglichen und das 

 Temperaturgefälle im aufsteigenden Strom gesättigter Luft 

 auf einen Betrag herabgemindert, der in den unteren Luft- 

 schichten etwa die Hälfte des ohne Condensation gelten- 

 den Wertes ausmacht. Das entstandene Wasser sinkt als 

 Wolke langsam oder als Niederschlag rasch nach unten. 

 Deshalb kann der entsprechende umgekehrte Vorgang beim 

 Herabsinken von Luft nicht ohne weiteres zu stände 

 kommen. Würde die beim Aufsteigen condensierte Wasser- 

 menge unvermindert in der Luft verbleiben, so käme sie 

 beim Herabsinken wieder zur Verdunstung, und es würde 

 durch Latentwerden der zugehörigen Wärmemenge die 

 dynamische Erwärmung zum Teil ausgeglichen werden. 



Da aber die Hauptmasse des condensierten Wassers her- 

 abgefallen ist, kann der absteigende Luftstrom keine we- 

 sentlichen Abweichungen von der adiabatischen Temjic- 

 raturverteilung zeigen, es sei denn, dass er Gelegenheit 

 findet, Wolken zur Verdampfung zu bringen. Wenn nun, 

 wie doch angenommen werden muss, gleichviel Luft hin- 

 auf- und herabsteigt, so wird die Verminderung des Tem- 

 peraturgefälles, welche der verticalen Luftbewegung 

 entstammt, durchschnittlich zwischen denjenigen Beträgen 

 liegen, die dem Aufsteigen und dem Absteigen entsprechen. 



Die beiden eben erwähnten LTrsachen, nämlich Tem- 

 ])eraturschwankungen des Bodens und \^orhandensein atmo- 

 sphärischer Feuchtigkeit, führen also zu einer Verringerung 

 der verticalen Temperaturabnahme, äussern aber ihre 

 Wirkung vorzugsweise in den unteren Luftschichten. Denn 

 je höher eine Luftmasse über dem Boden sich befindet, 

 um so mehr ist sie seiner Einwirkung entzogen, und um 

 so geringeren Betrag zeigen die von ihm ausgehenden 

 Schwankungen der Temperatur. Und die Luftfeuchtigkeit, 

 deren Betrag nach oben hin beständig abnimmt, kann 

 demgemäss auch nur einen in der Höhe geringer werden- 

 den Einfluss üben. Es wird also die Temperaturverteilung 

 derartig zu denken sein, dass in den höchsten Luftschichten 

 die adiabatische Temperaturabnahme, nämlich i " auf je 

 lOO m, thatsächlich vorhanden ist, während in geringeren 

 Höhen das Gefälle um so kleiner ist, je grösser in der 

 betreffenden Schicht die vom Boden herrührenden Tem- 

 peraturschwankungen sind, und je mehr Feuchtigkeit da- 

 selbst vorhanden ist. 



Sucht man für diese, aus einfachen Erwägungen her- 

 geleitete Darstellung der verticalen Temperaturverteilung 

 die thatsächliche Bestätigung zu gewinnen, so erweisen 

 sich dafür die Ergebnisse der älteren Luftfahrten (vor 1888) 

 als recht ungeeignet. Ja, es stehen sogar die allermeisten 

 Beobachtungen jener Fahrten geradezu im Gegensatz zu 

 unserer vorstehenden Schilderung; vorwiegend und na- 

 mentlich in den oberen Teilen der durchflogenen Wege 

 fand man erheblich höhere Werte der Temperatur, als 

 unserer Darstellung entsprechen würde, und danach er- 

 schien das Temperaturgefälle nach oben hin kleiner 

 werdend, also gerade in umgekehrter Anordnung, als man 

 es nunmehr annimmt. Wenn jene früheren Luftfahrten 

 auch natürlich als Grundlage der späteren anzusehen sind, 

 und den unerschrockenen Männern, welche sie ausführten, 

 um so mehr zum Ruhme gereichen, je weniger diese auf 

 vorausgegangene Arbeiten anderer sich stützen konnten, 

 so vermag man nachgerade doch auch schon anzugeben, 

 welche Irrtümer damals begangen wurden, und wie man 

 sich davon frei machen konnte. Vor allem ist zu er- 

 wähnen die sehr begreifliche Neigung der Beobachter, 

 diejenigen Apparate und Methoden, welche sich im Labo- 

 ratorium bewährt hatten, auch bei der Ballonfahrt zu be- 

 nutzen. Wie sehr vorsichtig man hierbei sein muss, und 

 welche starken Färbungen der Beobachtungsergebnisse 

 durch Anwendung ungeeigneten Verfahrens im Ballonkorbe 

 entstehen können, haben jahrelange Erfahrungen gelehrt. 

 Ein merkwürdiges Beispiel unbekümmerter Uebertragung 

 der gewohnten Arbeitsweise auf die besonderen Verhält- 

 nisse der Luftfahrt findet sich in der Beschreibung einer 

 der Fahrten, welche der mit Recht höchst angesehene 

 englische Meteorologe Glaisher unternahm. Am 21. Juli 

 1863 erzielte er eine Reihe von Beobachtungszahlen, deren 

 Aufzählung erkennen lässt, dass er innerhalb 60 Sekunden 

 19 Ablesungen gemacht hatte, nämlich 7 am Aneroid- 

 barometer (auf Hundertel Zoll) und 12 an drei verschiedenen 

 Thermometern (auf Zehntel Grad). Dies war keineswegs 

 eine Ausnahme, sondern Glaisher hat von seiner Ar- 

 beitsweise während der Fahrten später selbst gesagt, er 

 habe „nicht rechts, nicht links geschaut", sondern rastlos 

 beobachtet und notiert, und die überaus grosse Zahl der 



