270 Annalen der Hydrographie und Maritimen Meteorologie, Juli 1926.
(Falls, wegen der starken Triftströme im westlichen Teile .des Gebietes, XD” hier
durchschnittlich größer ist als in den westlichen Teilen — was nicht unwahr-
geheinlich ist —, so würde, wie in Abschnitt 8 bemerkt, die Erdkrümmung in der
Richtung nach geringerer Geschwindigkeit wirken.)
Die wichtigste Fehlerquelle in der vorgenommenen Berechnung ist aber in
der Annahme gleichförmiger Meerestiefe zu suchen, Eine auch nur annähernde
quantitative Schätzung des dadurch verursachten Fehlers ist zur Zeit aus-
geschlossen. Jedenfalls sind wir zu der Annahme berechtigt, daß wegen der
Unebenheit des Meeresbodens die Geschwindigkeiten der Verdunstungsströme sehr
wesentlich herabgesetzt werden‘).
Auf der anderen Seite wäre es denkbar, daß eine ähnliche Berechnung für
ein größeres Meeresgebiet zu größeren Geschwindigkeiten führen würde. In der
Tat, wenn der Atlantische Ozean zwischen 40° S-Br, und 40° N-Br. in Betracht
gezogen wird, so findet man nach Wüst als Nettoverlust durch Verdunstung und
Niederschlag 760000 m* Wasser pro Sekunde statt der oben berechneten 470000,
Gleichzeitig wird aber die Grenzlänge ungefähr verdoppelt, und zu wesentlich
vergrößerten Geschwindigkeiten des Verdunstungsstromes würde eine solche Neu-
berechnung daher nicht führen, Von Verdunstung und Niederschlag in den
anderen Weltmeeren wissen wir sehr wenig, man darf aber annehmen, daß die
Verhältnisse hier den Atlantischen ähnlich sind,
Zusammenfassend können wir daher — falls die Strömungen in Meerengen
unberücksichtigt gelassen werden — folgendes behaupten. Für die Verdunstungs-
ströme können als maximale Geschwindigkeiten solche von höchstens 1 oder
2 em/sec, wahrscheinlich aber nur kleine Bruchteile einer cm/sec, erwartet werden,
Da auf dem jetzigen Standpunkte der 0zeanographischen Wissenschaft Geschwin-
digkeiten von 1 oder 2 em/sec ohne wesentliche Bedeutung und Bruchteile von
om/sec belanglos sind, ist es daher nicht notwendig, die Verdunstung und den
Niederschlag in Rechnung zu ziehen, Man darf vielmehr von der vereinfachenden
Annahme ausgehen, daß unter stationären Verhältnissen die Meeresströme überall
genau gleiche Wassermengen zu- und wegführen,
Barometrische Messung der Hochseegezeiten.
Von JS. Bartels.
[Schluß,]
4. Anwendung. Im vorigen Abschnitt ist gezeigt, daB, im Fall fortschreitender
Wellen, die Phasen der Meerestide um 180° von denen der Luftdruckschwankung
an Bord des Schiffes verschieden sind. Die Amplitude der Tide erscheint etwas
vergrößert, jedoch um wenig mehr als die Hälfte, unter gewöhnlichen Verhältnissen.
Der Reduktionsfaktor läßt sich aus der Geschwindigkeit der Flutwelle berechnen,
In komplizierteren Fällen — z. B. Amphidromien — und in Landnähe ist nicht
ohne weiteres ersichtlich, wie sich die vom Meere angeregte Luftschwingung dp
verhält, Jedoch kann man der obigen Rechnung entnehmen, daß d,p im all-
gemeinen ö,p nicht verdecken wird. Man wird also zunächst 4p == ö,p -+- 0, p als
einen Näherungswert für ö,p betrachten und daraus einen vorläufigen Wert der
Meerestide ableiten. Aus dem System der vorläufigen Flutstundenlinien wird man
dann einen angenäherten Wert für ö,p ableiten können, so daß sich aus 4p — 0, p
ein verbesserter Wert für ö,p ergibt usw, Dieses Verfahren der sukzessiven
Approximation wird rasch konvergieren und die Meerestiden mit genügender
Genauigkeit liefern. — Übrigens ist auch der Ansatz ebener Wellen im Atlantik
nur eine grobe Näherung, denn die Breite des Ozeans ist von derselben Größen-
ordnung wie die Wellenlänge, so daß der Landeinfluß nicht zu vernachlässigen
ist. Wahrscheinlich wird dadurch die Amplitude von d,D verkleinert, denn bei
einem genügend schmalen Kanal ist natürlich ö„p=0. Über diese Frage soll in
einer späteren Arbeit berichtet werden (vgl. auch Abschnitt 5),
Zunächst wäre es natürlich erwünscht, hydrographische Expeditionen in tro-
) Siehe „Über Horizontalzirkulation usw.“ 8, 61—63,
