250 Annalen der Hydrographie und Maritimen Meteorologie, November 1923, 
Dichte des Seewassers bei Seedruck 0 m (Meeresoberfläche) in Ton/m? = (Tafelwert -} 10*) 10— 
| Temp. 10 | 20 | 30 | 5) | 400 
°C. Salzgehalt i. Volumeneinheit Wasser 
10 | 20 | 30 | (35) | 40% 
Salzgehalt i. Volumeneinheit Wasser 
0 080 | 161 | 241 | @81) | 322 
10 | 076 153 | 231 | (270) | 309 
MI 
20 059 | 134 210| 8 | 286 
30 | 0831| 106 | 180 | @217) | 255 
Vergleichen wir hiermit die Änderungen des Raumgewichts oder der 
Dichte in Ton/m®, die durch den Tiefendruck oder die Höhe der über dem 
beobachteten Punkt ruhenden Wassersäule hervorgerufen werden. V. Bjerknes 
gibt I. c. für diesen Einfluß folgende Zahlen: 
[35.0, D = Tafelwert - 107* + 1] 
Tafelwert (eo) = 281 330 378 425 471 516 560 604 646 688 
Tiefe in km — 0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 
Die Dichteschwankungen, die durch den Tiefendruck hervorgerufen werden, 
sind also größer als diejenigen, die von der Schwankung von Temperatur und 
Salzgehalt herrühren, Eine Eliminierung der Tiefenwirkung ist aus zwei Gründen 
möglich und erwünscht, _ 
a) Der Gewichtsunterschied zweier Flüssigkeits- oder Luftteilchen gegen- 
einander kann sich erst geltend machen, wenn sie beide nebeneinander liegen, 
oder sich unter dem gleichen Tiefendruck befinden. Bei konstantem Salzgehalt 
und konstanter Temperatur mit der Tiefe ist die See, trotzdem die absolute 
Dichte infolge des Tiefendruckes mit der Tiefe zunimmt, nicht in stabilem, sondern 
in indifferentem Gleichgewicht. Ein nach oben oder unten in Bewegung gesetztes 
Wasserteilchen ist in jeder Tiefenlage im Gleichgewicht mit der Umgebung, und 
wird in seiner Bewegung nur durch den inneren Widerstand der Flüssigkeit 
yebremst. Nimmt die Dichte bezogen auf den gleichen Seedruck oder Tiefen- 
druck dagegen mit der Tiefe ab, so ist das Gleichgewicht auch dann labil, wenn 
die absolute Dichte, also die Dichte ohne Eliminierung des Tiefendruckes, mit 
der Tiefe zunimmt, uns also eine stabile Schichtung vorspiegelt. Denn ein 
Flüssigkeitsteilchen, das z. B. nach oben in Bewegung gesetzt wird, hat geringeres 
Raumgewicht als die Teilchen, neben die es gerät. Eine solche Schichtung ist 
nach dem Sprachgebrauch der Meteorologie „dynamisch“ labil; es bedarf nur 
eines Impulses, wie ein solcher in der Atmosphäre durch die Reibung, in der 
Hydrosphäre durch Reibung und durch die Ablenkungen infolge der Topographie 
des Meeresbodens stets vorhanden ist, um einen Austausch einzuleiten. Daß 
mechanisch labiles Gleichgewicht eintritt, bei welchem die absolute Dichte 
oder das absolute Raumgewicht mit der Tiefe abnähme, ist zwar in der Hydro- 
sphäre wie in der Atmosphäre theoretisch denkbar, aber ebenso wie dort praktisch 
höchstens auf dünne Grenz- oder Mischungsschichten infolge der starken Wirkung 
des Tiefendruckes beschränkt, Das Raumgewicht ist also nur dann für die 
Beurteilung der Auftriebsbeschleunigungen verwendbar, wenn wir statt des 
absoluten Raumgewichts ein auf Normaldruck (Meeresniveau bei 760 mm Queck- 
silber, Seedruck 0) reduziertes verwenden. Den entsprechenden Vorgang kennen 
wir in der Meteorologie bei der Reduktion des Luftdruckes auf das Meeres- 
niveau, und bei der Ableitung der „potentiellen“ Temperatur für eine Normal- 
höhe. Das relative oder reduzierte Raumgewicht, das die See aufweisen würde, 
wenn die Flüssigkeitsteilchen an die Meeresoberfläche gebracht und einem Luft- 
druck von 760 mm Quecksilber ausgesetzt wären, und das für den Auftrieb 
allein charakteristisch ist, heiße weiterhin schlechtweg „das Raumgewicht“. 
b) Während die experimentell ermittelten Werte für die Änderungen des 
Raumgewichtes bei Änderung der Temperatur und des Salzgehaltes sehr scharf 
bestimmt sind, besitzen wir für die Kompressionswirkung der Tiefendrucke nur 
rohe Annahmen und Extrapolationen. Bei einem Kompressionsdruck von 
500 Atmosphären, entsprechend einer Meerestiefe von rund 5000 m, sind nur 
angenaue Volumenbestimmungen und Raumgewichtsbestimmungen möglich. Auch