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Dies eingesetzt giebt: 
d&i, 
273° + t" \ 
273° + t' ) 
Mi 
t' — t" \ 
273° + f )' 
( 
t' — t" \ 
273° + V ) 
In dieser Formel ist der Werth t' und t" nach der Höhe variabel. Zur Bestimmung des Resultates 
kann man nun entweder t' und t" als Funktionen von h' einführen und dann nach li' integriren, oder 
h' 
man kann staffelförmig die Rechnung vornehmen und zunächst für eine Höhenschicht — die Berechnung 
unter der Annahme ausführen, dass für diese Schicht kleiner Höhendimension statt der variabelen Werthe 
t' und t" Mittelwerthe V und t" der Rechnung zu Grunde gelegt werden dürfen, welche innerhalb je 
einer Staffel als konstante Grössen bei der Integration funktioniren, alsdann wird 
und 
A h t' — t" h' 
m ~~ 273° + t' ‘ m 
A 7 _ t'-t" K.- 
Z_ 273° + f ‘ m 
Beispiel: Es sei angenommen, dass die Temperatur-Differenz zwischen dem 30 sten Breitenkreise und 
dem Pol in allen Höhenschichten im Mittel 50 Grad betrage, dass ferner die mittlere Temperatur einer 
bis in 10 000 ni Höhe reichenden Luftschicht am 30 sten Kreise 5 Grad sei. Es soll nun die absolute Grösse 
der Konvergenz der untersten und der in 10000 m Höhe befindlichen Fläche gleichen Druckes zwischen 
dem 30 sten Kreis und dem Pol ermittelt werden. 
50 
Mi == — • 10000 = 1800 m. 
u i O ö 
Wenn am Erdboden z. B. die Fläche gleichen Druckes horizontal verliefe, dann müsste jene in 10 000 m 
Höhe am 30 sten Breitenkreise beginnende Fläche gleichen Druckes zum Pol um 1800 m abiallen. Eine ohne 
jeglichen Widerstand an jener geneigten Fläche zum Pol herabgleitende Masse würde den Pol mit der 
Endgeschwindigkeit v = V"2 gh , v — V"2.9,81.1800 = 188 m erreichen, vorausgesetzt, dass weder 
seitliche Ablenkung noch sonst irgend etwas die Bewegung störte. 
Die Anwendung der Formel v = V~2 gh ist nach Satz 1 und dessen Folgen richtig. 
3. Die Lage der Flächen gleichen Druckes in der Erdatmosphäre. 
Die in obigem Beispiel verwendeten Zahlen entsprechen ungefähr den in der Erdatmosphäre thatsäch- 
lich vorhandenen Verhältnissen. Mit Ausschluss der Gegenden in unmittelbarer Nähe der Pole sind die 
Druckverhältnisse der Atmosphäre für die untersten, dem Erdboden nahe liegenden Schichten durch Beob 
achtung am Barometer festgelegt, so dass man sich für diese Schichten die Lage der Flächen gleichen 
Druckes ausrechnen kann. Hiernach wechselt die Höhenlage der Fläche gleichen Druckes wesentlich nach 
der Vertheilung von Wasser und Land und besonders nach der Temperatur-Vertheilung, welche von der 
Jahreszeit abhängig ist. Im Sommer sinkt der Luftdruck über dem Lande und steigt über dem Meere, im 
Winter stellt sich höherer Luftdruck über den erkaltenden Kontinenten ein. Von diesen Ungleichheiten 
abgesehen finden wir am Aequator mittelhohen Luftdruck, am 30 sten Breitenkreise auf jeder Halbkugel etwa 
um 8 mm höheren Druck, so dass am Aequator die Fläche gleichen Druckes eine Einsenkung von fast 
10000* . 8 mm = 80 Meter bildet und vom Aequator zum 30 sten Breitenkreise um dieses Maass ansteigt. Jenseits 
des 30 sten Breitengrades senkt sich diese Fläche gleichen Druckes in der Nähe des Erdbodens auf der Nord 
hemisphäre um ettva 100 Meter, erreicht in einer Breite von 60 bis 65° eine um etwa 25 m tiefere Lage als am 
Aequator und steigt alsdann zu den Polen wieder etivas an. Ueber die arktischen Zonen selbst liegen noch 
*) Bei 1 Atm. Druck und 0° Celsius ist Luft rund 10000 mal leichter als Quecksilber. 
Archiv 1887, 3. 
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