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R. Emden 
wie der Wasserdampf an Masse und Dichte abnimmt, 
langsam zunehmen. Als tiefste mögliche Temperatur 
ergibt sich — 59,3°; tiefere Temperaturen sind unmög- 
lich Folge desStrahlungsprozesses, sondern resultieren 
durch adi abatische Abkühlung der vor nich t zu langer 
Zeit als Ganzes gehobenen Stratosphäre. 
Die Temperatur T — 
die , Inversionstempe- 
ratur“ bezeichnen wir im folgenden mit T,. 
Gehen wir, von Konvektion absehend, von der unteren 
Grenze der Stratosphäre, der Höhe von 9 — 11 km etwa, weiter 
in die Tiefe, so gelangt in den Gleichungen (81—85) das Glied 
mit m zur Wirkung und die Temperatur steigt. Um die Tem- 
peratur der untersten atmosphärischen Schicht, T^, zu erhalten, 
haben wir in Gleichung (83) m = 1 zu setzen und erhalten 
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87) To = TiVl -± 2,2 = 288,8° = 15,8° C, 
also außerordentlich nahe der durch Beobachtungen 
erhaltenen, mittleren Temperatur^) von 14,4°C. 
AVir bestimmen weiter die Temperatur der Erdoberfläche. 
Die untere Begrenzung der Atmosphäre wird von zwei Energie- 
strömen B und A durchsetzt, die sich nach Gleichung (84) zu 
88) i? = A = s- 254*(1 -f 1,1) 
bemessen. Die Erdoberfläche wird von der Strahlung B ge- 
troffen und durch Erwärmung befähigt, die Strahlung A 
emporzusenden. Das Beflexionsvermögen der Erde für diffuse, 
kurzwellige Strahlung ist sehr gering, nach Abbot und Fowle 
(loc. cit., S. 161) im Maximum 8°/^, welche Größe bei Bildung 
der Albedo bereits berücksichtigt ist. Eine Änderung der aus- 
gesandten Strahlung um 8°/o würde nur eine Änderung von 
2°/o der Temperatur erfordern. In Bezug auf die Erwärmung 
nehmen wir B als graue Strahlung an, der gegenüber die Erd- 
oberfläche sich auf Temperatur des Strahlungsgleichgewichtes 
1) J. Hann, Lehrbuch der Meteorologie, 2. Auf!., S. 115. Leipzig 1906. 
