120 ° Annalen der Hydrographie und Maritimen Meteorologie, März/April 1918,

Lage zurückgetrieben wird. E ist deshalb ein natürlicher Ausdruck für die Stabilität
bei vertikalen Verschiebungen.
Sowohl in der Atmosphäre wie im Meer sind die Bewegungen ungeordnet.
Während der Bewegung werden deshalb die Teilchen in allen Richtungen hin und
her geworfen. Da die Luft und das Seewasser immer in Bewegung sind, werden
vertikale Verschiebungen immer vorkommen. E gibt deshalb v„inen Ausdruck für
die Stabilität, mit welcher die Schichten aufeinander lagern.
Wo die Größe E positiv ist, sind die Schichten stabil aufeinander gelagert,
und die Schichtung wird nicht geändert, selbst wenn die Teilchen von der turbulenten
Bewegung von der einen Schicht in die andere hineingeworfen. werden. .
In Gebieten, wo die Größe E negativ ist, werden die Schichten sich in Umlagerung
 befinden, selbst wenn die Dichte nach oben abnimmt. Die Grenze de =0
spielt also keine besondere Rolle bei der Stabilität der Schichtung.
In der Atmosphäre und im Meer wird man keine Gebiete haben, wo E=0
ist. Zwischen Gebieten mit negativer E und Gebieten mit positiver E wird man aber
Flächen haben, wo E = 0 ist. Auf dieser Fläche wird ein Teilchen, das nach der Seite
mit positiver E verschoben ist, nach der Fläche zurückgetrieben werden. Dagegen
wird ein Teilchen, das nach der Seite mit negativer E bewegt wird, sich weiter von
der Fläche entfernen.
Schichtungen, wo E negativ ist, befinden sich nach obenstehendem immer
in Umlagerung. Solche Schichtungen werden deshalb nur verhältnismäßig kurze
Zeit dauern und werden folglich verhältnismäßig selten und lokal gefunden.
Im folgenden werden wir das M. T. $S. Einheitssystem verwenden.

2. Die Stabilität in der Atmosphäre‘).

Mit Hilfe des Ausdrucks (1) für die Stabilität, kann man nicht ohne weiteres
die Stabilität in der Atmosphäre bestimmen, weil man nicht dog kennt. Das Differential
 do soll deshalb jetzt als Funktion bekannter Größen ausgedrückt werden.
Die Zustandsgleichung der atmosphärischen Luft ist:
PP
= Ra)
wo R die Gaskonstante trockener Luft ist und 4, die absolute virtuelle Temperatur
ist. Aus dieser Gleichung erhält man:
1 _P

Um Ausdrücke für dp und dd, zu finden, werden wir dieselbe Überlegung durchführen,
 die früher zur Bestimmung des Begriffs der Stabilität diente. In der Höhe z
befindet sich (Fig. 2, A.) ein Teilchen a unter dem Druck p und mit der absoluten
virtuellen Temperatur &,. In der
Höhe z-+dz befindet sich das Teilchen
 b unter dem Druck p + dp und
mit einer Temperatur &,— yrdz, wo
yrder vertikale Gradient der virtuellen
Temperatur ist. Jetzt wird das Teilchen
 b_ eine Strecke dz herahbewegt
zum Teilchen a (Fig. 2, B). Es kommt
dann unter denselben Druck wie a,
man hat also:
o öp=0.,
z 4% Das Teilchen b ist in der Höhe z unter
pP P einem höheren Druck als in der Höhe
Or dr—yrdz--yr'dz 7 + dz, Es ist deshalb adiabatisch um

‚ Über statisches Gleichgewicht siehe z. B.: F. M. Exner: Dynamische Meteorologie. Berlin 1917,