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verschiedene: Meyers Konversations-Lexikon, 4. Auflage, Band 10 |
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Erde bei sonst hellem Wetter viel kälter ist als die über ihr befindliche atmosphärische Luft; deshalb wird die der Oberfläche des Meers nächste Luftschicht vorzugsweise kalt, und die Dichtigkeit der Luft nimmt von unten an aufwärts in stärkerm Maß als gewöhnlich ab. Befindet sich nun das Auge eines Beobachters in der kalten Schicht, so ist es möglich, daß von einem ebenfalls in der kalten Schicht befindlichen Gegenstand Lichtstrahlen so in dasselbe gelangen, daß dadurch ein umgekehrtes Bild des Gegenstandes oberhalb desselben in der Luft zum Vorschein kommt. Über einem entfernten Schiff erscheint ein zweites umgekehrt in der Luft und mit seinen Mastspitzen die des wirklichen Schiffs berührend. Schiffe, die noch unter dem Horizont sind, können auf diese Weise sichtbar werden und geben bisweilen selbst noch ein Spiegelbild. Die Grenzflächen zwischen den ungleich erwärmten Luftschichten sind, namentlich bei bewegter Luft, gekrümmt, und in diesem Fall müssen die Spiegelbilder notwendig verzerrt werden, schwanken und sich vielfach verändern. Auf diese Weise erklären sich auch die Luftbilder von Ruinen, Schlössern und Palästen, die man namentlich zu Neapel, Reggio und an den Küsten von Sizilien schwankend in der Luft erblickt und die das Volk als Fata Morgana (s. d.) anstaunt. Auch an den Küsten der Nordsee und Ostsee zeigen sich zuweilen ähnliche Erscheinungen.
Luftsteine, s. v. w. aus der Luft niedergefallene Steine (s. Meteoriten) oder an der Luft getrocknete Lehmsteine (s. Mauersteine).
Lufttemperatur (hierzu die „Temperaturkarte“, vier Abteilungen), der Wärmezustand der atmosphärischen Luft. Derselbe ist das Resultat der durch die Sonnenstrahlen bewirkten Erwärmung und der durch Wärmestrahlung der Erde in den kalten Weltraum bedingten Abkühlung. Letztere findet dauernd statt und würde eine allmähliche Abkühlung der Erde und ihrer Atmosphäre zur Folge haben, wenn der Wärmeverlust nicht anderweitig ersetzt werden würde. Welche Temperatur der kalte Weltraum besitzt, kann schwer bestimmt werden (Pouillet nimmt sie zu −142° an); jedenfalls muß sie aber niedriger sein als die kälteste auf der Erdoberfläche beobachtete Temperatur (−56,7° auf dem Fort Reliance in Nordamerika), da die Abkühlung durch Strahlung auch bei diesen niedrigen Temperaturen stattfindet. Der durch Strahlung bewirkten Temperaturabnahme der Erdoberfläche und ihrer Atmosphäre wird durch eine Erwärmung durch die Sonne entgegengewirkt.
Bevor die Sonnenstrahlen die Erdoberfläche treffen, haben sie die Atmosphäre durchlaufen; da aber letztere die leuchtenden Wärmestrahlen nur in geringem Maß absorbiert, sich selbst also nur wenig erwärmt, so wird die Erdoberfläche von dem größten Teil der leuchtenden Wärmestrahlen getroffen, durch Absorption derselben erwärmt und wirkt dann ihrerseits wieder rückwärts auf die untern Luftschichten durch Wärmeleitung und durch Wärmestrahlung (dunkle Wärmestrahlen). Den größten Anteil an der Erwärmung der Luft hat die Wärmestrahlung der Erdoberfläche, viel weniger die Wärmeleitung und die Absorption der durch die Atmosphäre hindurchgegangenen leuchtenden Wärmestrahlen. Deshalb wird die L. ganz besonders von der Temperatur des Erdbodens abhängen und die Schwankungen der L. eine Folge der verschiedenen Erwärmung der Erdoberfläche sein. Diese letztere ist von verschiedenen Verhältnissen abhängig. Zunächst ist sie eine Funktion des Winkels, unter welchem die Sonnenstrahlen die Erdoberfläche treffen, und zwar aus zwei verschiedenen Gründen. Einmal ist die Erwärmung proportional mit dem Kosinus des Einfallswinkels, besitzt also bei senkrechtem Auffallen der Wärmestrahlen ihren größten Wert und nimmt mit wachsendem Winkel ab. Außerdem ist aber auch die Erwärmung desto größer, je senkrechter die Wärmestrahlen auffallen, weil ihr Weg durch die Atmosphäre dann kürzer ist und sie deshalb auch weniger Wärme durch Absorption in der Atmosphäre verlieren. Bei senkrechtem Auffallen verlieren die Wärmestrahlen der Sonne 2 Zehntel ihrer erwärmenden Kraft, während sie bald nach Sonnenaufgang und kurz vor Sonnenuntergang zum größten Teil absorbiert werden. Im Durchschnitt kommen 5–6 Zehntel bei Erwärmung der Erdoberfläche zur Verwendung. Die auf diese Weise im Lauf eines Jahrs der Erde zugeführte Wärme ist so bedeutend, daß, wenn man sich dieselbe gleichmäßig über ihre Oberfläche verteilt denkt, sie dazu ausreichen würde, eine Eisschicht von 31 m Höhe zu schmelzen. Außer von dem Auffallswinkel ist die Erwärmung der Erdoberfläche auch noch abhängig von der Zeit, während welcher die letztere von den Wärmestrahlen getroffen wird, und von der Natur des Erdbodens selbst. Ein kahler Sandboden erwärmt sich stärker als ein mit Wald oder Wiesen bedeckter Boden, das Festland stärker als die Oberfläche des Meers.
Weil die Temperatur der Luft durch die der Erdoberfläche bedingt ist und diese von der Richtung der Wärmestrahlen und der Dauer ihrer Wirksamkeit abhängig ist, diese letztern beiden aber periodischen Schwankungen unterworfen sind, die durch die tägliche Rotation der Erde um ihre Achse und die jährliche Bewegung der Erde um die Sonne hervorgerufen werden, so muß sich diese Periodizität auch in dem Gang der L. geltend machen und zwar sowohl als eine tägliche wie auch als eine jährliche Periode. Bei der täglichen Periode nimmt die L. nach Sonnenaufgang durch die immer kräftiger wirkende Insolation zu, und da die Erde beim höchsten Stande der Sonne noch nicht so warm geworden ist, daß sie ebensoviel Wärme durch Ausstrahlung verliert, wie sie durch die Sonnenstrahlen erhält, so steigt die Temperatur noch bis etwa 2 Uhr nachmittags, bis die Ausstrahlung anfängt das Übergewicht zu bekommen. Von diesem Moment an nimmt die L. ab und sinkt bis zum nächsten Sonnenaufgang oder vielmehr bis zu dem Moment, wo die Wirkung der Ausstrahlung durch die der Sonnenstrahlen aufgehoben wird. Weil das Minimum der L. bald nach Sonnenaufgang eintritt, die Zeit dieses letztern aber im Lauf des Jahrs sehr verschieden ist, so wird die niedrigste Temperatur der L. in den einzelnen Monaten zu sehr verschiedenen Zeiten eintreten. In unsern Breiten findet sie im Januar etwa um 8 Uhr morgens und im Juli etwa um 5 Uhr morgens statt. Die Zeit, in welcher die L. ihr Maximum erreicht, verschiebt sich ebenfalls im Lauf des Jahrs, indem dasselbe im Sommer etwas später als im Winter eintritt. Die Zeitdifferenz ist dabei aber für das Maximum viel geringer als für das Minimum. Der Unterschied zwischen den täglichen Extremen der L. (ihre Amplitude) ist in verschiedenen Breiten verschieden groß. Auf der nördlichen Halbkugel erreicht die Sonne eine desto größere Mittagshöhe, je südlicher der Beobachtungsort liegt, und deshalb ist auch die tägliche Temperaturschwankung in südlichern Gegenden größer als in nördlichern. Aus demselben Grund wird auch, weil die Sonne im Sommer eine größere Mittagshöhe erreicht als im Winter, der Unterschied zwischen Maximum und Minimum im Sommer bedeutender sein als im Winter. In unsern Breiten beträgt die tägliche
verschiedene: Meyers Konversations-Lexikon, 4. Auflage, Band 10. Bibliographisches Institut, Leipzig 1888, Seite 991. Digitale Volltext-Ausgabe bei Wikisource, URL: https://de.wikisource.org/w/index.php?title=Seite:Meyers_b10_s0991.jpg&oldid=- (Version vom 17.4.2024)
