Heinz Dalldorf: Troposphärischer Meridionalaustausch in den gemäßigten Breiten 
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selben Verhältnis erhöht wie der mittlere Massenaustausch M über dem ganzen Breitenkreis größer ist als M 
über Europa. Der korrigierte Wert beträgt demnach: 
A0 = 4,8° • 
15,3 
Тз7б 
5,50. 
Mit diesem etwas höheren Wert, der für den ganzen Breitenkreis angenommen werden kann, wird weiter 
hin gerechnet. 
Das Ergebnis für A0 bezieht sich auf die untere Troposphäre (bis 5500 m Höhe). Da bezüglich der 
hohen Troposphäre und der Stratosphäre hinreichende Unterlagen fehlen, wurde der gesamte meridionale 
Wärmeaustausch in der Atmosphäre unter folgenden Anahmen einerseits als Maximalwert und andererseits als 
Minimalwert abgeschätzt. 
Es ist aus zweierlei Gründen anzunehmen, daß die ÄquivalenttemperaturdifFerenz zwischen südlichen und 
nördlichen Strömungen in der hohen Troposphäre geringer ist als etwa im 5000-m-Niveau : Erstens nimmt A0 
infolge des äußerst geringen Wasserdampfgehaltes der oberen Troposphäre mit der Höhe ah. Der zweite Grund 
für eine kleine Temperaturdifferenz A 0 in der Nähe der Tropopause ist folgender. Wegen der Umkehrung des 
meridionalen Temperaturgefälles in der Stratosphäre ist dort A 0 negativ und somit der meridionale Wärmeaus 
tausch entgegengesetzt gerichtet wie in der Troposphäre. Dazwischen tritt natürlich noch eine Übergangsschicht 
unbestimmten und wechselnden Wärmeaustausches auf. 
Die Annahme, daß der obige Wert für A 0 die ganze Troposphäre hindurch konstant ist, führt hiernach 
zu einem Höchstwert für den troposphärischen Wärmeaustausch und hei Vernachlässigung des (negativen) 
stratosphärischen Austausches auch zu einem Höchstwert für den gesamten meridionalen Wärmeaustausch in 
der Atmosphäre. 
Der mittlere troposphärische meridionale Massenaustausch beträgt nach Gl. (13) M h t = 7,3 • 10 7 —^ • 
m sec 
Der meridionale Wärmeaustausch berechnet sich dann nach Gl. (15) maximal als: 
W t = 0,6 • c p • M h t 
A0 
= 0,6 • 0,24 • 7,3 .10 7 
5,5 
2 
: 2,9.10 7 
cal 
cm mm 
Als Minimalwert für den meridionalen Wärmeaustausch in der Atmosphäre wurde der Austausch bis 
5500 m Höhe gewählt, welcher auf Grund der Statistik mit größerer Sicherheit bekannt ist. Vernachlässigt 
wurde also in diesem Fall der Wärmeaustausch in der hohen Troposphäre und in der Stratosphäre, der insge 
samt mit dem Austausch unter 5500 m gleichgerichtet ist. Wegen der Konstanz des meridionalen Wärmeaus 
tausches mit der Höhe berechnet sich dieser Minimalwert einfach durch Multiplikation des obigen Maximal 
wertes mit dem Höhenverhältnis - = 0,53, also 
10300 
W t = 0,53 • 2,9 • 10 7 = 1,5 • 10 7 
cal 
cm mm 
3. Abschätzung des meridionalen Wärmeaustausches in der Hydrosphäre. 
In diesem Kapitel soll versucht werden, durch eine überschlagmäßige Abschätzung auch den meridio 
nalen Wärmeaustausch zu berücksichtigen, der durch die bewegten Wassermassen im Ozean bewirkt wird. Eine 
einigermaßen genaue Bestimmung ist deshalb nicht möglich, weil die dazu erforderlichen Beobachtungen und 
Messungen bei weitem nicht ausreichend sind. Außerdem könnte eine solche Bestimmung nur im Rahmen 
einer umfassenden ozeanographischen Abhandlung durchgeführt werden. 
Physikalisch gilt für den Wärmeaustausch W H durch Wasser dieselbe Beziehung (Gl. 15) wie für den 
V/arme austauch durch Luft: 
AT 
W]j = 0,6 c • M H h H • —• 
Dementsprechend stellt hier das Produkt M H • h H den meridionalen Wassermassenaustausch pro m Breitenkreis 
länge (h n = mittlere Tiefe der betreffenden Meeresströmungen) und A T H die mittlere Temperaturdifferenz 
zwischen den Strömungen mit Nord-Südkomponente und Süd'-Nordkomponente dar. Der Massenaustausch ist 
nach Gleichung (1) die Summe der Transporte: