Aus dem Archiv der Deutschen Seewarte und des Marineobservatoriums. — 60. Band. Nr. 6/7. 
i 56 
teil Kälteeinbrüchen, die am Boden mit dem Wegräumen der Kaltluftschieht Erwärmung, in der 
Höhe aber Abkühlung bringen, da die vorangegangene Warmluft ja nur in der Höhe bemerk 
bar war. Diese maskierten KE, die eine außerordentlich weite Verbreitung im Übergangs 
gebiet zwischen dem kontinentalen und dem maritimen Europa besitzen, d. h. also in unserem 
mitteleuropäischen Teilraum, sind von H. v. Ficker (1926 [b]) erstmalig beschrieben worden. 
Daß die höheren Gebirgslagen oft Kältewellen unabhängig von den Bodenschichten bekommen, hatten wir 
bereits erwähnt. Stärkere Kälteeinbrüche im Bereich der Hochalpen wurden von W. Peppier (1935) untersucht. 
Danach ergab sich, daß ein Temperatursturz z. B. auf dem Säntis gleichzeitig fast stets auch das gesamte Alpenbereich 
betroffen hat. Dagegen weist die bayrische Hochebene diese Parallelität zum Säntis nicht auf, zeigt sogar gegensätz 
liches Verhalten. Das beruht im wesentlichen eben darauf, daß im Alpenvorland Strahlungskälte lange anzuhalten 
pflegt und von auf gleitender Warmluft nicht weggeräumt wird, so daß die nachfolgende maritimpolare Kaltluft 
direkt die Stralilungskälte ablöst. Dieser Vorgang aber bewirkt dann im Vorland einen T e m p erat u r - 
a n s t i e g , auf den Alpen gipfeln dagegen einen Temperatursturz (vgl. auch W. P e p p - 
ler, 1926, S. 229/250). Temperaturfall im Vorland, der nach W. Peppiers Feststellungen im Gegensatz zu den 
Gipfeln mit Druckanstieg verbunden ist, gibt sich daher in Übereinstimmung mit unserer Statistik als C- oder NO-KE 
zu erkennen. Diese sind, wie auch W. P e p p 1 e r (1926) betont, nur seicht und keineswegs immer als „Polar“luftvor- 
stöße zu bezeichnen. Peppier zieht daher ganz richtig auch die Bezeichnung „kontinentaler Kaltluftvorstoß“ vor. 
Selten wächst diese bis zu den Alpenkämmen an und überschreitet sie nur an bestimmten Einfallstorcn. Wir wiesen 
darauf ja bereits weiter oben hin. Trotz des Staues reicht die Feuchtigkeit für Niederschlag nicht aus; es bildet sich 
nur eine Stratusdecke am Alpenrande. 
Für die NW-KE. deren Mächtigkeit auf mehrere 1000 in veranschlagt werden kann, gilt 
hier, daß sie vielfach, durch die (Urographie abgelenkt, wie die vorangegangene Warmluft aus 
WSW kommen (Zierl, 1924, S. G15). Diese orographisch erzwungene Ablenkung führt daher 
zu einer ähnlichen Lage, wie sie über freier Meeresfläche nur bei starker Verschleppung und 
Einwirbelung der Kaltluft zu beobachten ist. Der Einbruch erfolgt durchaus nicht immer sein- 
plötzlich, wie meistens im Flachlande, sondern gliedert sich vielfach in Staffeln, „unterbrochen 
durch relativ warme Luftkörper' 1 (W. Peppier, 1926, S. 253). An anderer Stelle wurde be 
reits die Staffelung von NW-KE besprochen (S. 24 f.). Infolge dieser Staffelung ergibt sich also 
ein treppenförmiger Temperaturfall, das Minimum wird erst (nach Peppier) 31 Stunden nach 
Eintreffen der ersten Böenfront erreicht. Inzwischen hat der KE in diesen 51 Stunden eine 
Tiefe von ca. 1000km erreicht. Währenddessen ist, ebenfalls nach Peppier, die Temperatur 
im Mittel um 10.5° gefallen. Erst dann setzen sich Winde mit nördlicher Komponente auch im 
Alpengebiet durch und überschreiten die Alpen nach Süden (v. Ficker, 1907). In den Hoch 
alpen sind diese KE, die in der Ebene also oft verkappt auftreten, die stärksten Schneeliefe 
ranten und gleichzeitig die Bringer tiefer Temperaturwerte, ganz im Gegensatz zum Vorland, 
wie schon aus Peppiers Feststellungen andeutungsweise hervorgeht. Wir dürfen jedoch 
ganz ähnliche Verhältnisse für alle höheren Gebirge Mitteleuropas von über 1000m annehmen. 
Sie alle liegen ja im Bereich des Auftretens der in Rede stehenden drei KE-Tvpen. Das 
bayrische Alpenvorland mit seinem Kaltluftkissen übt in l uftmassenmäßiger Hinsicht mitunter 
einen ähnlichen Einfluß ans wie die lappische Binnenkaltluft: weggeräumt wird es oft nicht 
durch Warmluft, sondern erst durch maritime, relativ milde Polarluft. Diese Parallelität 
kehrt jedoch bei den übrigen höheren Mittelgebirgen nicht wieder: denn weder der Harz noch 
die Sudeten haben ein Vorland, das zur Ausbildung beharrlicher Strahlungskaltluft neigt. Im 
Falle der bayrischen Hochebene ist es nun, wie schon erwähnt, nicht allein eine topographische 
Sehutzlage als vielmehr die Neigung zu hohem Luftdruck über den Alpenvorländern und zur 
damit verbundenen Fernhaltung wärmerer vorfrontaler Luftströmungen, die es bewirken, daß 
Nordwestluft direkt auf vorfrontale Kaltluft stößt. Oft genug, nämlich wenn auch im Alpen 
vorland der Luftdruck stärker fällt, setzt sich auch Warmluft durch. Sonst würde das Kollektiv 
mittel des Alpenvorlandes im Winter wohl wesentlich tiefer liegen, als es tatsächlich der Fall ist. 
Die wenig mächtigen kontinentalen KE gehen sehr oft mit einem Temperaturanstieg in 
höheren Luftschichten bzw. Berglagen einher. Davon sind die höheren Mittelgebirge in Mittel 
europa häufig betroffen, wie die Karte Pogades (1930) ebenfalls andeutungsweise zeigt. 
Dieckmann (1936) hat dieses Phänomen für den Hochschwarzwald im Vergleich zur Baar 
beschrieben. Es hat seine Ursache meist in der Ausstrahlung in den tieferen Gebieten und der 
durch das Absinken bedingten dynamischen Erwärmung in höheren Luftschichten. Bei maritim