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Annalen der Hydrographie und Maritimen Meteorologie, April 1934, 
In unserem Beispiel nimmt der Abstand der Linien gleicher dynamischer Höhen 
im Niveau von 700—500 mb zwischen den 600 km entfernten Orten Königsberg 
und Karlstad von 130 auf 300 km zu. Eine einfache Rechnung zeigt, daß der 
Gradientwind v in km/Std. unter 55° Breite durch die Gleichung gegeben ist 
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wenn a der horizontale Abstand (in km) der für einen Höhenunterschied von 
40 dynamischen Metern gezeichneten Isoliniem ist. Es entsprechen den beiden 
soeben angeführten Abständen dieser Linien daher Windgeschwindigkeiten von 
90 bzw. 39 km/Std. Daraus errechnet sich die Zeit, die die Luft braucht, um 
von Königsberg bis Karlstad zu gelangen, zu 9 Stunden, in denen die Geschwin- 
digkeit also um 51 km abnehmen müßte, mithin um etwa 6 km pro Stunde, 
Selbst ein Reibungskoeffizient von k= 1 -10-5, dem ein Ablenkungswinkel 
von « = 85° entsprechen würde, könnte in der Stunde die Geschwindigkeit nur 
von 26 m. p.s. auf v == 26 - 00.086 = 25,1 m.p.8.1) 
also um 3 km/Std. vermindern, In großen Höhen ist die Reibung aber bestimmt 
noch wesentlich geringer. 
Es ist nach diesem Ergebnis klar, daß die Reibung nicht die kinetische 
Energie der Luftströmung aufzehren kann, Es kann dies daher nur dadurch 
geschehen, daß die im Vergleich zum Druckgradienten zu schnell strömenden 
Luftmassen infolge der jetzt wirkenden geringeren Gradientbeschleunigung durch 
die Korioliskraft nach rechts abgelenkt werden und die dann nach rückwärts 
auf die rechts abgelenkten Luftmassen wirkende Gradientkomponente die Geschwin- 
digkeit der Luftmassen abbremst. Bei diesem Vorgang wird aber die kinetische 
Energie der Bewegung in Energie des Druckfeldes umgewandelt. Bekanntlich ist die 
Bewegungsenergie in einem Tiefdruckgebiet bedeutend größer als die potentielle 
Energie des Druckfeldes?), so daß schon dieser Umstand darauf hinweist, daß 
der Druckgradient eine Folge der kinetischen Energie ist. 
Die Geschwindigkeit der Luftströmung wird also in dem Gebiet divergenter 
Isobaren nicht in gleichem Maße abnehmen, wie es der Querschnittserweiterung 
entsprechen müßte. Daher tritt eine echte Divergenz in diesem Gebiet und 
folglich ein tatsächlicher Massenverlust ein, Dieser führt natürlich nicht zu 
einem „Luftloch“, vielmehr sinken die an der troposphärischen Temperaturver- 
teilung unbeteiligten stratosphärischen Luftmassen herab und erwärmen sich 
infolge des in noch größerer Höhe stattfindenden Massenzuflusses adiabatisch, 
wie es Palmen?) in zahlreichen Arbeiten bewiesen hat. Das „Auspumpen“ besorgt 
hier die durch die Temperaturverteilung primär veranlaßte Divergenz. Der ein- 
tretende Druckfall macht sich auch am Boden bemerkbar, und durch diese Koppe- 
lung überträgt sich der starke Höhengradient (der hauptsächlich durch die 
Temperaturdifferenzen veranlaßt wird) auf die unteren Luftschichten, wo nun 
das entstehende Druckfeld Bewegungsenergie erzeugt und zum Sturme Anlaß 
gibt, Diese Theorie basiert auf der wichtigen Tatsache, daß der Luftdruck in 
der Höhe über kalter Luft stets wesentlich geringer ist als über warmer 
Luft und auf dem wichtigen Gesetz, daß statische Kompensation am Boden 
fast vollkommen fehlt%). Der stärkste Gradient entsteht dort, wo das durch die 
Divergenz erzeugte Fallgebiet an das durch die Konvergenz hervorgerufene 
Drucksteiggebiet grenzt. 
Eine von Angot®°) ausgeführte Berechnung des Isobarenverlaufs über einem 
Tiefdruckgebiet zeigt die gleiche Isobarendivergenz an der Vorderseite eines 
Tiefs. Es ist ferner wohl genügend bekannt®), daß z. B. die Zirruswolken auf 
‘) Vgl. F, M. Exner, Dynamische Meteorologie, 2. Aufl, S. 112, — 2%) Ebenda 8. 154, — 
3 E. Palmen, Über die Natur der Luftdruckschwankungen in höheren Schichten, Beitr, Phys. fr. 
Atm. 14, S. 147 (1928). — Die Beziehung zwischen troposphärischen und stratosphärischen Temperatur- 
und Luftdruckschwankungen, Ebenda 17, S. 102 (1928), — Versuch zur Analyse der dynamischen 
Druckschwankungen in der Atmosphäre. Ebenda 19, S, 55. — Aerologische Untersuchungen der 
atmosphärischen Störungen. Mitteilungen d, Meteorol, Instituts d. Universität Helsingfors, Nr. 25. 
Diese Arbeit faßt alle früheren zusammen. — *) Siehe z. B, Annalen d. Hydrographie 61, S. 291, 
Tabelle 2 (1933). — 5) Vgl. Hann-Süring, Lehrbuch der Meteorologie, 4. Aufl., 5, 549, Fig. 69. 
— %) Ebenda S. 544, Fig. 65 u. S. 543, Fig. 63,