390 Annalen der Hydrographie und Maritimen Meteorologie, November 1943,
darauf achtet, daß kein von E nach W gerichtetes Temperaturgefälle auf-
treten kann’).
Die im Einzelfall auftretende Schichtneigung kann, wenn das horizontale
Temperaturgefälle bekannt ist, leicht berechnet werden, Dabei ist es nicht zu-
lässig, die Flächen t = const mit den Flächen x = const zu identifizieren, von
welcher Annahme sowohl Schütte (s) wie auch Freiesleben und Lange (s)
ausgegangen sind. Das würde zu der Folgerung führen, daß die optisch dünneren
Schichten näher am Boden liegen. Man muß vielmehr die durch den vertikalen
Luftdruckgradienten bedingte Zunahme der Luftdichte zum Boden hin berück-
sichtigen. Der Einfluß eines horizontalen Temperaturgefälles bewirkt dann eine
Neigung der Flächen gleicher Dichte, die derjenigen der Flächen gleicher Tempe-
ratur gerade entgegengesetzt ist, da in gleicher Höhe mit wachsender Temperatur
die Dichte abnimmt. Bei einem horizontalen Temperaturanstieg von E nach W
werden daher die Flächen gleicher Dichte von E nach W abfallen, Ist A der
Temperaturgradient längs der Strecke a und T dabei die höchste Temperatur,
so ist nach Wünschmann (r 8. 111)
$ At
tg I == (1 +4 1/n) 7 Sat)
wobei n die Klasse der Polytropen und © die Höhe der homogenen Atmosphäre
ist. Setzt man n = 5 (im Mittel für die untere Troposphäre gültig), so erhält
man folgende Beziehung
tg I = 0.033 dt, (3)
wobei dt den Temperaturgradienten in Grad pro 1000 m bedeutet. Für dt=1
wird I = 1.9°
Die tatsächlich auftretenden Temperaturgradienten in der Bodenschicht etwa
zwischen Stadt und Freiland oder bebauten und unbebauten Flächen erreichen
diesen Wert jedoch im allgemeinen nicht, so daß bei einer Ausgleichshöhe von
100 bis 200 m, mit der hier zu rechnen ist, die zu erwartenden Beträge der
Seitenrefraktion unter 0.01” bleiben. Stärkere Gradienten können nur in un-
mittelbarer Nähe von Gebäuden auftreten, Der tatsächliche Verlauf der Flächen
t == const und damit die Neigung der optischen Schichten kann jedoch in solchen
Fällen nur durch eine Sondierung des thermischen Feldes ermittelt werden:
Temperaturprofile in der Nähe von sonnenbeschienenen und wärmeabgebenden
Wänden hat Sokob (4) ausgemessen. Er findet in Übereinstimmung mit theore-
tischen Erwägungen einen ausgeprägten hyperbolischen Abfall; sehr steiles, fast
geradliniges Absinken der Temperatur in unmittelbarer Nähe der Wand (wenige
Zentimeter!), dann langsameres monotones Absinken und endlich asymptotische
Annäherung an die Horizontale. Aus den bis zu 2 m Abstand von der Wand
reichenden Messungen ergibt sich im Durchschnitt zwischen 20 und 50 cm ein
Gefälle von 0.1° auf 10 cm, das zwischen 1 und 2m auf etwa die Hälfte zurück-
geht. In weiterem Abstand ist der Temperaturgradient bereits außerordentlich
gering; jedenfalls findet Schütte (:) aus Polhöhenbeobachtungen an einem
Instrument, das 20 m südlich eines größeren Gebäudes stand, nur noch Schichten-
neigungen, die im jahreszeitlichen Verlauf um +15’ um die Horizontale schwanken,
Der Einfluß der Seitenrefraktion wäre also auch in diesem Falle selbst bei einer
Ausgleichshöhe von einigen hundert Metern weit unter 0.01”.
4. Im vorstehenden sind nur die durch ein stetiges horizontales Temperatur-
gefälle hervorgerufenen Schichtenneigungen behandelt worden. Als weitere Ur-
sachen müssen jedoch auch die bestehenden Unterschiede des Luft- und des
Dampfdruckes angeführt werden, die allerdings beide in wesentlich engeren
Grenzen schwanken als die Temperatur. Den Einfluß eines horizontalen Druck-
gefälles hat v. Oppolzer (s) untersucht und gefunden, daß selbst bei einem
ungewöhnlich starken Gradienten von 3 mm auf 111 km die Schichtneigung
5 Ein yeulständig idealer Zustand wird sich jedoch schon durch die Anwesenheit des wärme-
abgebenden Körpers des Beobachters, der bei den üblichen gebrochenen Durchgangsinstrumenten
zeitlich des Meridians steht, niemals einstellen und mit einer Störung in der das Instrument ein-
hüllenden Luftschicht muß immer gerechnet werden.
