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Aus dem Archiv der Deutschen Seewarte und des Marineobservatoriums — 57. Band, Nr. 10 
renzen von je 5 mb eingetragen. Setzt man daher Ap = 5 mb und für das Glied der Coriolisbeschleunigung 
2 <i> sin <p = 1,12 • 10 -4 sec _1 , so ergibt sich für den konstanten Faktor: 
(6a) 
=4,477.10« g 
2и siny m sec 
Bei den in der Wirklichkeit mehr oder weniger stark gekrümmten Isobaren gilt das Barische Windgesetz 
nicht mehr streng in der einfachen Form. Die Abweichungen sind um so größer, je stärker die Krümmung und 
je geringer der Isobarenabstand ist. Bei der praktischen Bestimmung sind aber die Krümmungsradien einer 
Isobare überaus schwierig und zeitraubend zu ermittehi, und die Isobarenführung in der Wetterkarte ist außer 
dem für die Krümmungsbestimmung viel zu ungenau, so daß von dieser Berücksichtigung abgesehen werden 
mußte. Im Einzelfall mögen dadurch erhebliche Fehler zustandegekommen sein, dagegen fällt der Einfluß der 
Zentrifugalbeschleunigung bei den monatlichen Mittelwerten nahezu fort. Denn die antizyklonalen Krümmun 
gen sind fast ebenso häufig wie die zyklonalen, und da die Abweichungen bei ersteren etwas größer und dem 
Vorzeichen nach entgegengesetzt wie hei den letzteren sind, so heben sich die Abweichungen im Mittel ungefähr 
auf. Jedenfalls liegt diese Ungenauigkeit dann innerhalb der Grenze anderer Fehlerquellen. So liegt an sich 
schon eine gewisse Ungenauigkeit in den Isobaren der Wetterkarte, besonders in Gebieten mit geringer Stations 
dichte wie im Pazifischen Ozean und in Sibirien. Auch kommen infolge von geringen Beschleunigungen der 
Luftteilchen kleine Abweichungen der Strömung vom Gradientwind vor. 
Diese Methode hat aber den großen Vorteil der schnellen und einfachen Bestimmung des Meridional- 
transportes. Die Zahlen n+, n~ ließen sieh nach einiger Übung aus den täglichen Wetterkarten verhältnis 
mäßig schnell ermittehi. Erst aus den monatlichen Mittelwerten von n+ und n~ wurden dann nach der Be 
ziehung (6) 
(6b) 
M+ L2 = 4,477 ■ 10« • n+ 
g 
m sec 
M- 
L2 
— 4,477 • 10® • n 
die Monatsmittel der betreffenden Meridionaltransporte erhalten. 
Bei der Erörterung des Materials sind schon die Breitenkreisabschnitte, über die der Meridionaltransport 
bestimmt wurde, mitsamt den einzelnen Wetterkarten, die dazu benutzt wurden, genannt worden. In Tabelle 2a 
sind zunächst die Monats- und Jahresmittel des Transports über den europäischen Breitenkreisabschnitt ange 
geben, für den auch schon im vorigen Kapitel der Transport in der bodennahen Schicht ermittelt worden war. 
In der nächsten Tabelle 2b sind die Transporte M+ L2 , M — L2 über alle 6 einzelnen Abschnitte des 50°- 
Breitenkreises, die Transporte М+ и2 ? M — u 2 und der Austausch Мц 2 über den Gesamtbreitenkreis (Länge U = 
2 7t г cos f), ebenfalls in Monatsmitteln der zwei Jahre 1934—1936 angegeben. 
Für das voraufgehende Jahr (1. September 1933 bis 31. August 1934) ergab sich auf gleiche Weise ein 
mittlerer Meridionalaustausch zu M U2 = 186,7 • 10 9 —7— Ersichtlich weicht dieser Wert nur unbedeutend von dem 
m sec 
Mittelwert der beiden Jahre 1934—36 (vgl. Tabelle 2b) ab, so daß letzterer mit guter Näherung als vieljähriger 
Mittelwert des Meridionalaustausches M U2 angenommen werden kann. 
3. Luftmassentransport in etwa 5500 m Höhe. 
Jetzt sei noch die Bestimmungsmethode des Meridionaltransportes M+ L3 , M" L3 innerhalb einer Schicht 
in der mittleren Troposphäre auf Grund der Linien gleicher Topographie der 500-mb-Fläche auseinanderge 
setzt. Sie verläuft ganz entsprechend wie die eben beschriebene Methode und wird daher nur in ihren Besonder 
heiten erörtert. Den Massentransport zwischen zwei benachbarten Höhenlinien der 500-mb-Fläche von der 
Höhendifferenz Ah und dem horizontalen Abstand Ax gewinnt man folgendermaßen: 
Der Tangens des Neigungswinkels der Isobarenfläche ist nahezu 
Ah 
Ax 
Dann ist die Gradientwindgeschwindigkeit: 
(7) 
u = 
g 
2й sinp 
Ah 
Ax 
und der Massentransport zwischen zwei Höhenlinien