G. Schott: Adiabatische Temperaturänderung in großen Meerestiefen. 
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Tabelle VJ. 
Adiabatische Temperaturänderung mit der Tiefe. 
Tiefen- 
intervall 
0 = 31 
al) | 53 
190 
14° 
in m 
3 
D 
0—1000 | 0.144 | 0.144 0.159 0.159 
1000—2000 158 | 1.3802 ‚170 ‚329 
2000—3000 | „170 472 „182 ‚511 
2000—4000 .180 ‚652 „192 ‚708 
T9 = 32 ; 
| 220 
b a 
“910 
0.206 
‚214 | 
0.206 
420 
0.212 
‚220 
0.212 
‚482 
geschehen in je zwei Kolumnen. Die kursiv gesetzten Zahlen der mit »b« über- 
schriebenen Reihen wurden dann ‚endlich in dem neu entworfenen, großen 
Diagramm (Taf. 16), das für alle Tiefen — bis 10000 m — ausreicht und auch 
die mittelmeerischen Verhältnisse in einer Nebenfigur berücksichtigt, graphisch 
dargestellt. In den weitaus meisten Fällen dürfte die Benutzung dieses Diagramms 
zur Ableitung des adiabatischen Effektes genügen, wie Vergleiche mit den von 
Ekman rechnerisch vorgeführten Beispielen zeigen werden; selbst bei sehr 
großen Tiefenunterschieden genügt das Diagramm besonders dann, wenn man in 
das Diagramm nicht mit der Anfangstemperatur (t in situ) eingeht, sondern mit 
dem ungefähren, leicht abzuschätzenden Mittelwert zwischen der Temperatur 
in situ und der potentiellen Temperatur, ; 
Als potentielle Temperatur. wird im folgenden nach dem praktischen 
Vorschlage Helland Hansens die auf die Oberfläche (0 m Tiefe, 1 Atmosphäre) 
oder auf ein anderes gemeinsames Niveau reduzierte Temperatur bezeichnet. 
Nehmen wir z. B. den extremen Fall, den Ekman in seinem Aufsatz unter Bei- 
spiel 2 rechnerisch durchführt®): Wasser aus 9788 m, der größten augenblicklich 
bekannten Meerestiefe, soll bei 2.60° Anfangstemperatur adiabatisch zur Meeres- 
oberfläche heraufgeholt werden können; welche dynamische Abkühlung tritt dabei 
ein? Rechnerisch ergibt sich, von Stufe zu Stufe interpoliert und auch die Ande- 
rungen im Salzgehalt (c7) berücksichtigt, eine Abkühlung um 1.28°, d. h. das 
Bodenwasser würde mit einer Temperatur von 1.32° an der Oberfläche ankommen. 
Graphisch erhalten wir, da ein erster Blick eine ungefähre Wärmeabnahme um 
1.3 lehrt, als ungefähre Mitteltemperatur zwischen t in situ und t potentiell 
2°; Jängs 2° in das Diagramm eingehend, finden wir für 9800 m einen adiaba- 
tischen Temperaturunterschied von 1.294°, also eine potentielle Temperatur von 
2.60° — 1.29° = 1.81°, was bis auf */,90° mit der Rechnung übereinstimmt.*) 
In den weitaus meisten Fällen ist aber die Berücksichtigung des Mittel- 
wertes von t in sitw und t potentiell überflüssig. Bei dem von Ekman®) ge- 
wählten ersten Beispiel — t in 4000 m 2.80°; welche Temperatur in 3000 m 
steht hiermit in adiabatischem Gleichgewicht? — entnehmen wir dem Diagramm, 
längs 2.8° eingehend, für 4000m,., .. 0.378° 
für 3000m . . . 0.260° 
Differenz . . . 0.118° = 0.12°%. Die potentielle Tempe- 
ratur in 3000 m wäre demnach 2.80° — 0.12° = 2.68; ein mit der Rechnung 
identisches Ergebnis. . 
A. Die Temperaturen. . 
Treten wir nun in die Diskussion des Beobachtungsmateriales selbst ein, 
und zwar zunächst der Temperaturen, so ist der Grad oder Betrag, bis 
zu welchen die aus dem adiabatischen Gesetz folgende Temperaturverteilung 
tatsächlich erreicht ist, in den 4 Meeresgegenden verschieden. Im offenen Nord- 
') und 2) a und b mit derselben Bedeutung wie in Tabelle VI. 
3) Vgl. diese Zeitschrift, 1914, S. 343. 
4) Ein Vergleich der handschriftlichen Diagrammtafel mit einem Probedruck zeigt, daß vor- 
aussichtlich von dem gedruckten Diagramm (Tafel 16) eine größere Genauigkeit als + 0.003° nicht 
verlangt werden darf. . 
5) a. a. O0. 1914, S. 343.