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Annalen der Hydrographie und Maritimen Meteorologie, Januar 1918.
zu den größten Höhen sehr klein, außerdem findet sich in jeder Schicht oberhalb
2000 m ein Minimum der Windgeschwindigkeit etwa in 20° N, dort wo die Strom-
linien von O gegen W umbiegen.
Der Übergang zwischen dem Passat und den SW-Winden darüber voll-
zieht sich durch eine Linksdrehung, während sonst bekanntlich auf der nördlichen
Halbkugel der Wind mit der Erhebung vorwiegend nach rechts dreht. Zwischen
dem NNO unten und dem WSW oben finden sich, wie zuerst von Hergesell nach-
gewiesen wurde, meist schwache NW-Winde. Von der Ansicht ausgehend, daß
wir in der freien Atmosphäre so lange „„Gradientenwind‘“ von ungefähr gleichförmiger
Geschwindigkeit anzunehmen haben, als nicht der Nachweis des Gegenteils vor-
liegt, habe ich im Planetwerk für diese Schicht einen nach Nordost gerichteten
Gradienten angenommen. Sverdrup weist jedoch nach, daß diese Annahme ein
Irrtum war, und schließt sich der Ansicht von Wenger an, wonach diese NW-Winde
ohne Gradient als Resultierende aus dem Ober- und Unterwind durch Reibung
zustande kommen. Diese schwachen NW-Winde der Zwischenschicht zeigen sich
in 22 bis 36° Breite auf Figur 6 bei 20° Länge, in der darüberliegenden Schicht
westlicher, etwa bei 26° W.
Von besonderem Interesse in der Arbeit ist die Berechnung und Darstellung
des Feldes der‘ Vertikalbewegung in allen Höhen. Die Methoden hierfür sind von
V. Bjerknes, Th. Hesselberg und O0. Devig entwickelt worden!). Da auf dem
Meere erzwungene Vertikalbewegung, wie sie am Gebirge stattfindet, fortfällt,
ist nur die freie Vertikalbewegung aus der Kontinuitätsbedingung abzuleiten.
Wird das Massenfeld stationär angenommen, so gelten mit genügender Annäherung
die Gleichungen:
m [(0vVx , OVv
(QV7)n— 1 — (0Y/)n = — divaV und div, V = cos @ (27x + SZ) ;
worin (0V;)u—-1 und (9vV,)n die Vertikalkomponenten der spezifischen Bewegungs-
größe durch die Hauptisobarenflächen n—1 und n und div, v die zweidimensionale
Divergenz der mittleren Horizontalbewegung in der Hauptschicht n bis n—1 bedeuten,
ferner o die Dichte, v den Geschwindigkeitsvektor, v, und vy die horizontalen Kom-
ponenten der Geschwindigkeit und cos nur wegen der Änderung des Karten-
maßstabes mit der Breite hereinkommt. Die Ableitung von div, v aus der Karte
für jede Hauptschicht nach der letzten Gleichung geschieht graphisch. Die Vertikal-
komponente der spezifischen Bewegungsgröße ist dann z. B. in der 800 mbar-Fläche
(Q Yz)soo = (0 Vz)yoo — diva Vıx.
Durch Multiplikation mit dem spezifischen Volumen erhält man hieraus
die Vertikalgeschwindigkeit in den Hauptisobarenflächen und durch Mittelziehen
aus diesen die mittlere in der zwischenliegenden Hauptschicht. Diejenige in der
1000 mbar-Fläche, die als Ausgangsfläche dient, kann. wie Versuche ergaben, gleich
Null gesetzt werden.
Die Geschwindigkeit der vertikalen Bewegung in jeder Hauptschicht stellt
Sverdrup in Karten dar, aus denen es sich ergibt, daß diese in 3 Teilen des Gebiets
auch im Mittel von erheblicher Bedeutung ist: absteigend bei den Azoren und den
Kanarischen Inseln, aufsteigend im äquatorialen Stillengürtel. Während sie aber
in etwa 3 km Höhe in allen dreien ungefähr 2 cm/sek. beträgt, nimmt sie höher
hinauf in den beiden letzteren Teilen ab, über den Azoren dagegen immer weiter zu,
so daß die absteigende Bewegung hier in Hauptschicht IV 15 und in der Haupt-
schicht III sogar 22 cm/sek. erreicht. .
Wir wollen uns hier damit begnügen, die Bewegung in zwei Vertikalschnitten
wiederzugeben: dem Nord— Süd-Schnitt Fig. 8 und dem Ost— West-Schnitt Fig. 11
(s. Tafel 2).
In Figur 8 stellen die dünnen ausgezogenen Linien die Nordkomponente
des Windes in m/sek. dar, wie die in Figur 9 dessen Ostkomponente. Beide Figuren
sind im Verhältnis 400: 1 überhöht. Die Stromlinien in Figur 8 zeigen das Auf-
steigen der Luft im Kalmengürtel und deren Niedersteigen zwischen 10° und 40° N
) Dynamische Meteorologie und Hrdrographie. II. Kinematik, Kap. 10u.11. Braunschweig 1913'
