A Nap sugarai által a Föld levegőkörébe és a Föld fel
színére ju to tt melegmennyiség a következő folyamatokkal alakul á t :
1. A sugárzás melegének és fényének egy részét útközben m ár a levegő elnyeli.
2. A levegő ezt az elnyelt sugárzást részben a Föld felé, részben a világtér felé kisugározza.
3. A levegőn keresztül a földfelszínre érkezett meleg
m ennyiség a legfelső kőzetrétegeket mogmelegiti, némelyiket jobban, m ásikat kevésbé, a kőzet minősége, különösen pedig
refloktálóképossége szerint.
4. A kőzetbe ju to tt meleg elterjed abban vezetés folytán lefelé, a kőzetnem vezotőképessége szerint. A kőzet felső rétege bizonyos bőfokot vesz fel, amely megint az illető kőzet hőkapa- czitásától függ.
5. A földfelszín legfelső rétege a kapott meleget részben vezetés utján, részben sugárzás utján a felette levő levegővel is közli, részben pedig kisugározza a világtér felé.
6. A levegő logalsó rétegoi a földfelszíntől nyert meleget részben sugárzás által közvetítik a többi levegőréteggel, részben pedig az úgynevezett konvekczió-áramokkal terjesztik el m aga
sabb régiókba.
7. Különbözik a szárazföld felszínének magaviselete a viz felszínének viselkedésétől, m ert a vizbe a sugarak mélyebbre behatolnak, annak vastagabb rétegét melegítik át, a vízben is létrejövő konvekczió áramok pedig a kisugárzást módosítják.
A szárazföld feletti levegő felmelegedése és lehűlése tehát különbözni fog a viz feletti levegő hőmérsékletváltozásaitól s ez a Föld felszínén ismeretes két legfontosabb ki ima-csoport keletkezésének egyik oka, t, i. az oczeáni és a szárazföldi kiimát egym ástól épen a hőm érséklet járása különbözteti meg.
A napsugarak elnyelt melegéből a levegő aránylag igen sokat sugároz a Földre is. Az a szétszórt meleg és fény, amelyet a levegő tartalmaz, jelentékeny tényező a levegő m eleg-háztartásában, m ert néha oly erős, hogy egyensúlyt ta rth at a földfelszín kisugárzásával. D erült ég felé azonban a talaj kisugárzása m indig nagyobb, m int az atmoszféra sugár
zása, sőt még nappal is árnyékos helyen a talaj kisugárzása a nagyobb.*) Borult égről azonban a levegő sugárzása felülmúl
hatja a kisugárzást s igy a lehűlés nem lesz olyan tetemes.
Ujabb vizsgálatok ugyanis megerősítik, hogy felhős ég felé is tetemes a kisugárzás s nem is annyira a felhők akadályozzák meg a kisugárzást, mint inkább a felhők s általában a borús
*J S.-Th. Hómén: Dér tügliche Warmeumsatz im 13oden und die Warme- strahlung zwischen Hímmel u. Erde. Leipzig 1897.
— 25 —
atmoszféra visszasugárzása akadályozza meg a talaj erős lehűlését.
A kérdés még mindenesetre homályos, de annyi bizonyos, hogy derült ég felé a talaj egy éjjel alatt minden négyszögczenti- méternyi területről jóval több m int 100 gram m -kalória meleget is kisugározhat, mig borult ég alatt a talaj hővesztesége közelről sem lesz ekkora. A kisugárzás abszolút mennyisége még a talaj minőségétől is függ. Abszolút m értékű m eghatározásaink még nincsenek ugyan, de a következő kis táblázat fogalmat nyújthat erről a dologról. A talajra szabadon ki t e letetett hőmérő ugyanis a következő fokokkal m utat kevesebbet G l a i s h e r szerint, m int a védett hő m érő:
Kavicson ... 1'30 [ Rövid g y e p e n ... 4’1°
Kövön _ ... ... ... 1'8° Hosszú füvön ... 4‘7o Homokon _ ... 2' 1° Bozótos növényzeten 5'7°
Kerti földön ... 2'2°
A talaj m agaviseletét a kisugárzásra nézve a következő körülm ények szabályozzák: Különféle anyagokkal ugyanazt a hőm ennyiséget közölve, különféle hőfokra melegednek fel.
M értékegységül a viz hőkapaczitását szokás venni, amely talán legnagyobb a term észetben nagy mennyiségben előforduló an ya
goké közt. Amig pl. 1 kg. víznek 0°-ról 100°-ra való felbőví
tésére 100 kg.-kalória hőm ennyiség kell, addig 1 kg. platina ugyanilyen felmolegitésre csak 3 kalóriánál valamivel többet kíván. Hasonlóan tetemesen kevesebb a talajnem ek hőkapaczi- tása, m int a vizé, de egymás közt is lényeges különbségeket mutatnak. Nedves talaj hőkapaczitása sokkal nagyobb, mint szárazé stb. Ugyanazon papsugárzás hatása alatt teh át a keve
sebb hőkapaczitásu anyagok m agasabb hőfokra melegednek fel, m int a nagyobb hőkapaczitásuak. A kisugárzás intenzitása azonban annál nagyobb, minél nagyobb a kihűlő test és kör
nyezete között a hőmérséklet-különbség. Kis hőkapaczitásu anyagok teh át hirtelen felmelegesznek, magas hőfokra, de aztán gyorsabban is kisugározzák a nyert meleget.
Van még ebben a tekintben más különbség is. Olyan kőzetek, amelyek gyorsabban vezetik a meloget, azok mélyebben melegesznek át, m int a rossz melegvezetők. A nyert hőmeny- nyiség te h át nagyobb tömegre oszlik meg s igy a felszín hőmérséklete nem lesz olyan magas, m intha azt m int rossz vezető,
az alsóbb rétegekkel nem osztaná meg. A hőm érséklet napi inga
dozása azonban sehol egy méternél mélyebbre nem terjed, még a trópusokon sem, ahol pedig a legnagyobb a különbség az éjjel ki- és nappal besugárzott hőm ennyiség közt. A legrosszabb vezetők egyike a homok s tényleg a futóhom oknak csak vékony felső rétege molegszik át tetemesen, de az aztán annál jobban.
Nagyon fontos dolog még a talaj nedvességének befolyása is. A nedves talajból felmelegedés közben sok viz elpárolog.
Az elpárolgáshoz tetemes hőmennyiség szükséges. A nedves földre eső napsugarak h atása alatt tehát nem fogjuk a talaj hőm érsékletének erős emelkedését észlelni, hanem először a nedvesség fog párolgás utján eltávozni s csak h a a talaj kiszáradt, akkor kezdődik meg az igazi erős felhevülés.
A talaj éjjeli kisugárzásának kérdése a most elősorolt dolgokkal szoros összefüggésben áll, de még itt figyelembe jő az anyagok általános kisugárzó képessége, amely igen változó még különben ugyanazon körülm ények között is. íg y pl. tükör
simára fényezett fémfelülot alig sugároz ki valami hőt, mig h a a felületet érdessé tesszük és még be is kormozzuk, akkor a kisugárzás igen tetemos lesz.
Az óczeánok vizének, m int említettük, olyan nagy hőkapa- czitása van, hogy ezzel messze felülmúlja a szárazföld felszínét tevő talajnem eket és kőzeteket. (Több m int kétszer akkora átlagban a vizé, m int a talajnemeké.) Ennélfogva igen sok meleg besugárzása mellett sem melegszik fel olyan igen nagyon.
A felmelegedést mérsékli még azonkívül az elpárolgás is, amely a kapott melegnek jókora részét köti le. A hősugarak és fény
sugarak mélyen behatolnak a tenger tiszta vizébe s csakugyan, az oczeánokon Iegalább 5 m. mélységre lehat a napi hőmérséklet
ingadozás, az évi ingadozás pedig 400 m. mélységig is meg
érzik. Tegyük fel, hogy egy nap alatt, közepes földrajzi szélességen, 5 mm. vizréteg párolog el (ami derült nyári napokon lehetséges). Ehhez szükséges négyszögméterenként 30 kilogramm
kalória melog, teh át majdnem fele annak a hőmennyiségnek, amelyet egészen derült nyári napokon ezek a földrajzi széles
ségek, sugárzás folytán, kapnak. Ami marad még hő, az még képes 3 —4 m. vastag vizrétegct l°-kal felmelegiteni.
A tenger vizének legfelső rétegei a párolgás folytán konczentráltabb sóoldattá válnak, m int az alsóbb rétegek s igy
27 —
m int nehezebbek, alásülyedve, szintén sogitik a hőm érsékletet elosztani.
Éjjeli kihűlés alkalm ával a legfelső rétogek a lehüiés m iatt csakham ar nehezebbek lesznek az alsóbbaknál s igy ismét konvekcziós áramok keletkeznek, amelyek óllá1 ják a tengervíz felszínét mindig uj és uj melegebb vízzel.
Mindezeknél fogva, m iután tudjuk, hogy a levegő leg
nagyobbrészt a talajjal való érintkezése folytán változtatja hőmérsékletét, a tenger felett nappal keveset melegszik fel a levegő, éjjel pedig alig hűl le, egyenletességével teh át ellentétben van a szárazföldek feletti levegővel, amely nappal erősen felmelegszik, éjjel pedig erősen lehűl. Ugyanez áll természetesen a nagyobb tavakra nézve is, amelyek vizének legfelső rétege naponként alig változik 2—3°-kal, tehát a felette levő lovegő hőmérsékletét is csak mérsékelten változtatja meg.
Az oczeánoknak a felettük elterülő lovegőre való h atását pontos és abszolút mértékben kifejezett módon nem ismerjük.
A szárazföldnek ilyen hatása is csak kevés helyen ism eretes pontosan. Alapvető tanulm ányokat tett H ó m é n , akinek efféle vizsgálódásait a hőm érséklet ingadozásának tárgyalása közben fogjuk megismerni.
II. F E JE Z E T .
A le v e g ő h ő m é r s é k le té n e k változása vertikális irányban, a szabad levegőb en .
A lovegő hőm érsékletét legnagyobb mértékben a talaj hő
mérséklete változtatja meg, teh át a talajtól különböző távol
ságokban nem fogunk egyforma hőmérsékleteket találni. Á lta
lában, am int az bizonyára mindenki előtt ismeretes, minél m agasabbra emelkedünk, annál hidegebb a levegő. Ujabb észle
lések ettől a törvénytől való rendszeres eltéréseket hoztak nap
világra s ez épen a kérdésnek egyik legérdekesebb része.
Kinn a szabadban, távol a hegyektől a levegő hőmérsék
lete a m agasságokban sokkal szabályosabban változik, m int a hegyek között, mert hisz a hegyek felszino is mint melegség- forrás, megváltoztatja a vele érintkezésben levő levegő hőmér
sékletét. Ez az oka annak, hogy külön kell választanunk a
levegő hőmérsékletének vertikális irányban való tárgyalását két ré sz re : a szabad, nyilt térségek feletti levegőrétegek s a hegyek közötti levegőrétegek hőmérsékletének tárgyalására.
A szabad levegő hőmérsékletét felfelé, valójában csak a legújabb időben ism ertük meg, amióta az Eiffel-torony a tudo
m ány szolgálatába állott s amióta különösen a ballon-észlelések oly hatalm as lendületet vettek.
Nehány általános törvényt kell előre bocsátanunk, mielőtt a kérdés tulajdonképen való tárgyalásába bocsátkozhatnánk.
Minden gáz kiterjedés közben lehűl és összenyomatás köz
ben felmelegszik. Kiterjeszkedés közbon ugyanis a gáz m unkát végez, amely a gáz hőmérsékletének rovására megy s viszont, h a összenyomjuk a gázat, akkor az összenyomásra fordított m unka a gáz hőm érsékletének emelkedésében jelentkezik újra.
H a a Föld felszínéről bizonyos tömegű levegőt m agasabbra emolíink, akkor a gáz a Föld felszíne fölött uralkodó nagyobb légnyomás alól a nagyobb m agassággal járó kisebb légnyomás alá kerül, tehát kiterjed (a gáz térfogata fordított arányban áll a gázra ható nyomással). A számítás és a tapasztalat azt m utatja, hogy a levegő minden 100 m éterrel való emelkedése közben körülbelül l°-kal hül alá s ennek megfelelően természetesen minden 100 m-rel való sülyedés után l°-kal melegszik föl. Fel kell azonban tennünk, hogy eközben a levegőből sem pára nem csapódik ki, sem pedig pára nem nyeletik el.
A levegő páratartalm áról szóló fejezetünkből kell itt ugyanis egy keveset előlegeznünk. A levegő bizonyos hőmérséklet mellett csak egy bizonyos vízmennyiséget képes láthatatlan pára alak
jáb an m agában elnyelve tartani. Ha a levegő folytonosan hül le, akkor a levegőben foglalt páram ennyiség egy része egyszer csak kicsapódik a levegőből, látható köd vagy felhő alakjában.
A pára ilyen kicsapódásával azonban bizonyos mennyiségű meleg szabaddá lesz, annyi t. i. amennyi a kicsapódott víztömeg újból való elpárologtatására szükséges.
Nézzük m ár most, mi történik azzal a levegőtömeggel, amely elkezd a Föld felszínéről felfelé áramlani. Ez a levegő- tömeg felszállás közben mind kisebb és kisebb nyomású levegő
rétegekbe ju t s igy folyton terjeszkedik ki s ezzel’együtt minden 100 m. emelkedés után egy-egy fokkal hűl alá. Egy bizonyos m agasságban végre annyira lehűl, hogy a benne foglalt pára
— 29 —
egy része kezd kicsapódni. Ha ezután is emeljük felfelé, akkor mind több és több pára csapódik ki s ezzel annyi meleg szabadul fel, hogy a levegő lehűlése tetemesen lassúbb lesz. Végre igen nagy m agasságokban olyan kevés lesz a vízgőz a levegőben, hogy annak kicsapódásával csak rendkívül kevés meleget nyer a levegő s igy annak lehűlése 100 m .-ként kezd közeledni az l°-hoz, m int mielőtt a párakicsapódás m egindult volna.
Ha a levegő rétegei fölfelé olyan hőmérsékletűek, hogy minden 100 m .-m agasság után l°-kal hidegebb levegőt találunk, akkor a levegő hőm érsékletének eloszlását neutrálisnak nevezzük.
Ekkor ugyanis h a a Föld felszínéről valamely levegőtömeget felfelé emelünk, az felszállása közben minden 100 m. után l°-kal hiil le, tehát mindig olyan hőmérsékletű marad, mint a környezete.
Ha a m agasból hozunk le levegőt, az alászállása közben minden 100 m. siilyodés után l ü-kal melegszik fel, teh át megint, olyan lesz a hőmérséklete mindig, m int a környezeté. Jelenleg kizártuk azt az esetet, amikor a levegőben annyi a nedvesség, hogy az időközben bolőle kicsapódhatik.
H a a levegő rétegei felfelé olyan hőmérsékletűek, hogy l°-kal hidegebb levegőt nem 100, hanem ennél több m. m agas
ságban találunk, teh át a lehűlés fölfelé lassúbb, m int a neutrális állapotban, am elyet az előbb definiáltunk, akkor a levegőnek ezt az állapotát stabilisnak nevezzük. Stabilis hőmérséklet
eloszlás m ellett a fölfelé emelt levegőtömeg mindig hidegebb lesz, m int a környezete. Amig ugyanis a felfelé emelkedő levegő
tömeg mindon 100 m. omelkedés után l°-kal híil le, addig a környezetben 100 m. m agasságban még nem találunk l°-kal hidegebb levegőt. Ha p l.„ a hőmérsékleteloszlás fölfelé olyan, hogy 200 m .-ként találunk egy-egy fokkal hidegebb levegőt, akkor a felfelé áramló levegő pl. 1000 m. m agasságban 10°-kal lesz hidegebb, m int a Föld felszínén volt, mig a környezet hőm érséklete itt csak 5°-kal hidegebb, m int a Föld felszínén.
A lefelé áramló levegő viszont lefelé áram lása közben mindig melegebb, m int a környezete Pl. az előbbi példánk szerint a Föld felszínén 5°-kal van melegebb, m int 1 km. magasságban, m ig az 1 km.-ről alászálló levegő hőm érséklete 10H-kal emel
kedik fel, mire a Föld felszínére érkezik.
Végül, ha a levegő hőmérséklete felfelé igen gyorsan fogy, gyorsabban, m int egy-egy fokkal 100 m éterenként, akkor a levegő
állapotát labilisnak nevezzük. Ilyenkor ugyanis a felfelé emel
kedő levegőtömeg mindig melegebb, m int a környezete és pedig annál nagyobb a különbség a felemelkedő levegőtömeg és környezetének hőmérséklete között, minél magasabbra emelke
dett a levegő. Pl. h a a levegő 50 m .-ként l°-kal hidegebb és hidegebb volna fölfelé, akkor az 1000 m. m agasságban levő levegő hőmérséklete 200-k-Hl volna alacsonyabb, m int a Föld felszínén. A fölemelkedő levegőtömeg azonban 1000 m. m agas
ságban csak 10°-kal hült le eredeti hőmérséklete alá, teh át melegebb, m int a környezete. Közte és a környezet hőmérséklete között 10° a különbség. 2 km. m agasságban m ár 20° lesz és így tovább, tehát nemcsak hogy melegebb m arad állandóan, mint a környezete, hanem a kettő közötti különbség is folyton női.
A leszálló áram lat ilyenkor viszont állandóan hidegebb lesz, m int a környezete. A lefelé szálló áram lat levegője a Föld felszínén 10°-kal lesz melegebb, m int 1000 m. m agasságban volt, mig példánk szerint a Föld felszínén a levegő 20°-kal melegebb, m int 1000 m. magasságban.
Ez az utolsó, labilis állapot teh át nem is lehet tartós a természetben, hanem csakis ideiglenes. A melegebb levegő ugyanis ritkább, m int a hidegobb, tehát könnyebb és így, ha valamolv levegőtömeg molegebb, m int a környezete, akkor felszáll a m agasba s helyébe tódul a környezet hidegebb levegője.
N eutrális állapotban akár feljebb, akár lejebb tegyük a levegőnek valamely tömegrészletét, az mindig meg fog egyezni a környezet hőmérsékletével, te h át m agára hagyva nem mozdul.
Stabilis állapot m ellett a helyéből kimozdított levegőtömeg mindig visszatér eredeti nívójára, mert emelkedve hidegebbé válik, m int környezete, teh át vizszasülyed, sülyedés folytán pedig környezeténél melegebb lesz s igy visszaemelkedik.
Stabilisnak nevezhetjük tehát ezt az állapotot méltán, m ert a levegőben felfelé és lefelé tartó áram lások hőm érséklet-külömb- ségek m iatt nem keletkezhetnek.
A nnál hevesebb mozgás keletkezik labilis állapottal. Ilyenkor az emelkedni kezdő levegőtömeget mind nagyobb és nagyobb erővel h ajtja fel a környezet hidegebb levegője, mig a lefelé sülyedő levegőtömeg mind gyorsabban és gyorsabban zuhanik alá, am int sűrűsége nagyobb és nagyobb lesz környezeténél.
— 31 —
A labilis állapot tehát csakis ideiglenes lehet, sőt nyu
godtan, állandó mozgások nélkül csak a legritkább esetekben fejlődhetik ki nagym értékben. B átran mondhatjuk, hogy a lehetséges állapot h atára a neutrális hőmérsékleteloszlás. A stabilis állapot m értékének elméletileg nincs határa, sőt előállhat az az eset is, hogy felfelé emelkedve magasabb hőmérsékleteket találunk, m int a Föld felszínén. Ez a megfordított hőmérséklet- elhelyezkedés az ujabb tapasztalatok szerint nemcsak kivételes, hanem bizonyos időben és bizonyos körülmények között rendszeres.
Ezeket a körülm ényeket a legérthetőbben grafikus módon állíthatjuk elő. Derékszögű koordinála-rendszer vertikális tenge
lyére rakjuk fel a tengerszin feletti a neutrális helyzetet feltüntető vo
nal 45°-u egyenes lesz (NN). Ha
szállása közben lehűl. H őmérsékleteit felszállás közben a i' helyről luizott vonal jellemzi, amely természetesen 45°-u, miután fel
szállás közben lOOm.-ként l°-kal hül le. Ez a vonal az SS vonalat M pontban metszi, tehát ezen a h1 m agasságon az m m agas
4. ábra. A hőmérséklet vertikális eloszlásának három főtipusa.
ságban felmelegedett és felszállott levegő töm egnek a hőmér
séklete ugyanaz lesz, m int a környezetéé. Ha ugyancsak m m agasságban a Q levegőtömeg t“ fokra lehűl, akkor alászáll s hőmérséklete útközben a £"-ből huzott vonal szerint emelkedik.
Ez a vonal az SS-et N pontban metszi, teh át az alászálló levegő
tömeg hőmérséklete h2 m agasságban lesz ugyanaz, m int a kör
nyezetéé.
Ha a levegő hőm érsékletének eloszlása labilis, akkor az állapotot jellemző vonal 45°-nál kisebb hajlású. Ha ekkor meleg
szik fel az m m agasságban fekvő Q tömeg t fokról t' fokra, akkor szintén felemelkedik a Q tömeg s felemelkedése közben
5. ábra. Stabilis hőmérséklet
eloszlás a vertikálisban.
6. ábra. Labilis hőmérséklet
eloszlás a vertikálisban.
hőm érsékletének változását egy 45°-u egyenes jellemzi, amely az S S-tői folyton távolodik, teh át mindig nagyobb és nagyobb lesz a környezetétől való hőmérséklet-eltérése.
M indezekben a példákban azt tettük fel, hogy a levegő felemelkedése és lesülyedése közben abszolút páratartalm át nem változtatja, vagyis belőle sem pára ki nem csapódik, sem pedig ujabb párával meg nem szaporodik.
Ha azonban a felemelkedő levegőtömeg útközben párájának ogy részét felhő vagy eső alakjában elveszti, akkor felemelke
dése közben hőm érsékletét a 7. ábrán látható D D vonal jellemzi, amely a felhőképződés m agasságában a P töréspontot m utatja, amelyen túl a vonal valamivel meredekebb s csak lassan hajlik
33 —
ismét le s asszim ptotikusan közeledik ismét az adiabatikusan felemelkedő tömeg hőm érsékletét jellemző 45°-u vonalhoz.*)
Ilyen esetben teh át még a neutrális állapot sem nyújt elegendő biztosságot arra nézve, hogy a levegő egyensúlyban maradjon. Ha ugyanis- valamely levegőtömeg ilyenkor bármi oknál fogva csak annyira emelkedik fel, hogy belőle a párák elkezdenek kicsapódni, akkor a levegőtömeg ép oly hevesen kezd felemelkedni, m int labilis állapot idején, m ert az emel
kedéssel együttjáró hőmérsékletváltozásait jellemző vonal mere- dekebb, m int a levegő (neutrális) állapotát jollemző 45°-u vonal.
H a tehát a levegő igen páratelt, akkor, pl. lassan tovább mozogva ha csak gyenge lejtőn is felemelkedni kénytelen, hogy csak épen meginduljon a párák kicsapódása, m áris megbomlik az egyensúly s heves fölemelkedés és kicsapódás stb. keletkezik.
Az itt elmondottak szerint kö
fogva a hőm érséklet eloszlásában a legnagyobb változatosságot és legtöbb rendellenességet a Föld felszino közelében fogjuk találni.
A Föld felszinének melogítő hatása eloszlik nagy magas
*) Ez a vonal lényegesen különbözik az előbbiektől (NN, SS, L L), m ert mig amazok egyidejű állapotot jelentenek, addig ez a D D vonal időrendben egymás után következőállapotokat jellemez. Levezetésünk gondolatmenete rész
letesen megtalálható W. v . Be z o l d: Theoretische Betrachtungen über die Ergeb- nisse dér W issenschaftlichen Luftfahrten des Deutschen Vereins zűr Förderung dér Luftsehiffahrt in Berlin. Braunschweig 1900.
F iz ik a i fö ld rajz. 3
7. ábra. Hőmérséklet-eloszlás a vertikálásban csapadékképződés
közben.
ságokra, m iután a felszínen megmelegedett levegő a m agasba száll. De a Föld felszíne által lehűtött levegő az lenn marad, nem emelkedik a magasba. Míg teh át melegedés folytán nem állhat elő a neutrális helyzetnél erősebb hőmérsékletváltozás fölfelé, addig lehűlés közben tetszőlegesen m egesökkenhet a hőm érséklet fogyásának mértéke, sőt meg is fordulhat. Röviden szólva: a stabilitás minden határon túl növekedhetik. A berlini ballon-észlelők 1891. febr. 24.-én azt találták, hogy közel a Föld felszínéhez a hőm érséklet fölfelé 100 m.-lcént 10°-kal em elkedett teh át az állapot nagyon stabilis volt. H a a levegő fölfelé hidegebb, m int lent, akkor ez a hidegedés 100 m .-ként alig tehet ki többet l°-nál.
A talajról, felemelkedő levegőtömegek m agukkal viszik az alul felvett meleget, h abár annak egy része a felemelkedés közben való kiterjedésre el is használtatik, de nem csak azt a meleget viszik fel, amelyet a Föld-felszinen hőmérővel ki iehet mutatni, hanem azt is, amely a felemelkedő levegő által felvitt víz
m ennyiség elpárologtatására szükséges volt. Ez a meleg azok
nak a levegőrétegeknek a jav ára fog jutni, amelyekben a lcondenzáczió megkezdődik. Ez a kicsapódás annál jobban meg- csökkenti a hőm érséklet fogyását fölfelé, minél erősebb a csapa
dék kiválása. De m int valóban érezhető meleg csak az újra alászálló áram lással fog jelentkezni, amely rendkívül fontos tünem ényre m ajd a későbbiekben hivatkozni fogunk.
Végül a legmagasabb régiókban, ahol kicsapódás és elnyeletés megszűnnek s m ajdnem semmi viz sincs m ár a levegőben, ott csakis az egyszerű emelkedés és sülyedés változtatja meg a
Végül a legmagasabb régiókban, ahol kicsapódás és elnyeletés megszűnnek s m ajdnem semmi viz sincs m ár a levegőben, ott csakis az egyszerű emelkedés és sülyedés változtatja meg a