20 
Aus dem Ardiiv der Deutschen Seewarte und des Marineobservatcriums — 61. Band, Nr. 3 
gut heraus. Die außergewöhnlich heftigen Niederschläge bis zum 24. morgens (Abb. 12, Tafel III) finden 
aber in den isentropen Karten keine Stütze. Wir beachten, daß in dieser isentropen Karte die aktuellen Drucke 
im Raume südwestlich von Chicago an beiden Tagen verhältnismäßig hoch sind (> 850 mb), und daß in diesen 
niedrigen Schichten zu beiden Aufstiegsterminen keine Sättigung erreicht ist. Auch in den folgenden Karten 
stehen die Sättigungszonen in keinem rechten Verhältnis zu den großen, tatsächlich auf tretenden Niederschlags 
feldern. Damit offenbart sich uns sofort ein Nachteil der Isentropen-Analyse: Die isentropen Flächen geben 
die Verhältnisse nur in einer dünnen Schicht wieder, während Niederschläge, besonders im Winter, aus allen 
möglichen Schichten fallen können, die sich dann der zufällig gewählten isentropen Fläche vielleicht entziehen. 
Natürlich erfahren auch die isentropen Flächen bei der fraglichen Sturmtiefentwicklung durchgreifendste 
Änderungen. Da in isentropen Flächen Isobaren zugleidt aus Isothermen (auch Isopyknen und Isosteren) 
darstellen, was aus der Adiabatengleichung unter Beachtung der Konstanz von 8 bei Kombination mit der 
Gasgleichung sofort hervorgeht, so geben uns die ausgezogenen Drucklinien zugleich das Temperaturfeld in 
der isentropen Fläche. Nur kann man den Temperaturgradienten wegen des von eins verschiedenen Exponenten 
in der Adiabatengleichung nicht direkt aus dem Gradienten der Isobaren ablesen (nichtlineare Beziehung). 
Demzufolge können wie alle Schlußfolgerungen, die wir oben bei der Betrachtung der relativen Topographie 
gezogen haben, hier wieder bestätigt finden. So sehen wir insbesondere durch Vergleich der Abbildungen 33 
und 34 (Tafel VI) den großen Kaltlufteinbruch über dem nordwestlichen Gebirgsland Nordamerikas, nur, 
daß man aus den Temperaturänderungen in einer einzigen Schicht nicht sofort große dynamische Schluß 
folgerungen ziehen darf, da man sich erst überzeugen muß, ob die hier beobachteten Temperaturänderungen 
auch wirklich für die untere Troposphäre repräsentativ sind. 
Wir wollen noch erwähnen, daß es bei solchen kräftigen Entwicklungen unmöglich ist, eine isentrope 
Fläche auszuwählen, die von sämtlichen Aufstiegen an allen Tagen erreicht wird. Der Verfasser hat z. B. die 
isentropen Karten auch für 0 = 303” K entworfen; in der Karte für den 25. Januar waren aber von neun vor 
handenen Flugzeugaufstiegen sechs schon nicht mehr mit der gewählten isentropen Fläche zum Schnitt zu 
bringen. Wie eine durchgeführte Extrapolation ergab, lagen die benötigten Druckwerte fast sämtlich noch 
unter 400 mb; über einem Ort sogar unter 250mb; Werte, die von Flugzeugaufstiegen naturgemäß nicht 
erreicht werden. 
Wir wollen im folgenden trotzdem auch diese isentropen Karten mit heranziehen, um zu demonstrieren, 
wie man durch die Verwendung von zwei verschiedenen isentropen Flächen zu dynamisch belangvollen Aus 
sagen kommen kann. Das Gewicht der Luft zwischen zwei isentropen Flächen bestimmt sich hydrostatisch 
nämlich sofort zu 
r Z & 2 f p 9 2 
J <? • g' • dz = y — dp = P 9i — Pß 2 
Z B X p f) x 
Das heißt also, das Gewicht der Luftmassen zwischen zwei isentropen Flächen kann man durch einfache 
Differenzbildung der aktuellen Drucke dieser beiden Flädien erhalten (22). Damit hat man aber zugleich auch 
einen Überblick über die Verteilung des vertikalen Temperaturgradienten; dort, wo das Luftgewicht groß ist, 
wo sidi also der Luftdruck von einer isentropen Fläche zur anderen stark ändert, dort herrscht zwischen den 
betrachteten Flächen auch eine starke Abnahme der aktuellen Temperatur, also ein großer vertikaler Tempe 
raturgradient. Deshalb wird in diesen Differenzkarten in den Gebieten hohen Luftgewichtes ein L (labil) 
hineingeschrieben, in den anderen ein S (stabil). Allerdings müssen wir noch beachten, daß Niederschläge 
nicht etwa dort zu erwarten sind, wo die größten Differenzwerte stehen. In den Niederschlagsräumen selbst 
kommt nämlich der kondensationsadiabatische vertikale Temperaturgradient bzw. sogar eine in der Vertikalen 
konstante äquivalent-potentielle Temperatur in Frage, so daß der tatsächlich vorhandene vertikale Temperatur 
gradient in solchen Gebieten kleiner ist als z. B. derjenige für trockene, hochreichende Kaltluft. Die Abbil 
dungen 41—44 (Tafel VI—VII) geben die fraglichen Differenzkarten für unseren Fall. Die Kopplung der 
Niederschlagsgebiete mit den Labilitätszentren ist, wie nach dem Vorstehenden zu erwarten, nur ver 
hältnismäßig lose. Es hat den Anschein, ob als der am 23. Januar morgens bei der Betrachtung des Massen 
feldes erkannte Kaltluftvorstoß mit einem entsprechenden Labilitätsgebiet von etwa 250 in der Abb. 42 
(Tafel VII) über den Rocky Mountains gekoppelt ist. Am nächsten Tage erstreckt sich jedenfalls deutlich 
ein Labilitätsgebiet von 250—200 von Texas bis westlich der Amerikanischen Seen in Übereinstimmung mit der 
Kaltfrontlage (Abb. 8, Tafel III) und in Übereinstimmung mit der Zone größten Niederschlages (Abb. 12,