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Annalen der Hydrographie und Maritimen Meteorologie, März/April 1918. 
In den Tabellen 4 sind die Temperaturen für die verschiedenen Höhen und 
die Stabilität für die Höhenschichten über den gewählten vier Stationen gegeben. 
Die Temperaturverhältnisse sind den ‚„Veröffentlichungen der internationalen 
Kommission für wissenschaftliche Luftschiffahrt”” entnommen, und daraus ist 
in gleicher Weise wie in Beispiel 1 die Stabilität berechnet worden. 
Auf Grundlage der in den Tabellen 4 A und 4 B gegebenen Werte der Stabilität 
ist Fig. 3 gezeichnet. Die Figur stellt die Stabilitätsverhältnisse in einem Schnitt 
von Uccle über Straßburg und München bis Wien dar. Um die Figur deutlich zu 
machen, sind die Gebiete mit hoher Stabilität durch Schraffierung hervorgehoben, 
die Gebiete mit Stabilität zwischen 0 und 1 sind nicht schralifert, und die Gebiete 
mit negativer Stabilität sind mit Punkten gekennzeichnet. 
Am Erdboderi hat man über Uccle und Straßburg eine Luftschicht mit labiler 
Schichtung. Ungefähr von 500 bis 1000 m Höhe über Meeresniveau hat man eine 
Temperaturinversion, die man über allen vier Stationen findet und die den Streifen 
mit großer Stabilität bedingt. Oberhalb 1000 m Höhe hat man kleinere Stabilitäten. 
Die Werte sind etwa 1 bis ungefähr 7000 m Höhe. Von dieser Höhe bis zur unteren 
Grenze der oberen isothermen Schicht ist die Stabilität klein, über Uccle ist sie 
sogar teilweise negativ. In 11000 bis 12000 m Höhe wächst die Stabilität bis zu dem 
größeren Wert, welchen sie in der oberen isothermen Schicht hat. 
In den Hauptzügen findet man gewöhnlich dieselbe vertikale Verteilung 
der Stabilität wie in diesem Beispiel. Nahe am Erdboden hat man abwechselnd 
labile und sehr stabile Schichtungen, höher oben ist die Stabilität ungefähr 1 und 
sinkt im oberen Teil der Troposphäre unter den Wert 1. An der unteren Grenze 
der oberen isothermen Schicht wächst die Stabilität rasch und in der isothermen 
Schicht ist sie sehr groß. 
3. Die Stabilität im Meer. 
Im Meer ändert sich die Dichte mit Druck, Temperatur und Salzgehalt, und 
zwar in ziemlich komplizierter Weise. Für die Stabilität im-Meer können wir deshalb 
nicht eine einfache Formel entwickeln wie für die Stabilität in der Atmosphäre. 
[m Meer rechnet man gewöhnlich nicht mit Höhen über dem festen Boden, sondern 
mit Tiefen. Wir werden deshalb hier z die Tiefe bedeuten lassen. Wir werden jetzt durch 
einfache Überlegungen einen Ausdruck für 
die Stabilität entwickeln, der die Berech- 
nung der Werte der Stabilität erlaubt. 
In der Tiefe z befindet sich ein Teil- 
chen a unter dem Druck p und mit dem 
Salzgehalt S und der Temperatur r, und in 
der Tiefez + dz befindet sich ein Teilchen b 
unter dem Druck p + dp und mit dem Salz- 
gehalt S+d5S und der Temperatur 7 + dr 
(siehe Fig. 4, A). Jetzt wird das Teilchen b 
zum Teilchen a hinaufbewegt und kommt 
dann unter den Druck p. Sein Salzgehalt 
bleibt unverändert S + dS, seine Tempera- 
tur sinkt aber wegen der Druckvermin- 
derung adiabatisch um einen Betrag dr. 
Der Unterschied zwischen der Dichte des Teilchens b in der neuen Lage und der 
Dichte des Teilchens a wird: 
Fig. 4 
0 3 
.S+4dS,r4dr—dr — go.8,7 = (LAS = (dz — dr’). 
Wenn diese Differenz positiv ist, wird, das Teilchen b in seine ursprüngliche 
Lage zurückgetrieben werden, das Gleichgewicht ist also dann stabil. Nennt man 
diese Differenz de, hat man für die Stabilität wie früher: 
Bde 
* d7