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Aus dem Archiv der Deutschen Seewarte und des Marineobservatoriums — 62. Band Nr. 6 
in dem Sinne, wie sie von Stüve und Raethjen mehrfach angewendet wurde. Die Gleichung (11) ist 
nichts anderes als eine mathematische Folgerung aus dem Gradientwindgesetz (3)i. Die physikalische 
Deutung dieser Gleichung besagt, daß bei Windzunahme mit der Höhe die kalte Temperatur links 
der Bewegungsrichtung liegt. 
Eine Zyklone wird nach (11) aufgefaßt als ein Gebilde, welches sich im hydrodynamischen 
Strömungs- und Temperaturgleichgewicht befindet. Denkt man sich eine driftende Zyklone als 
Übereinanderlagerung einer Translations- und Rotationsbewegung, für welche beide Gleichung 
(11) gilt, so resultiert ein Gleichgewiehtstemperaturfeld, wie es in Figur 16 schematisch dargestellt 
ist. In dieses Temperaturfeld gelangen laufend neue und anders temperierte Luftmassen, deren ver 
tikale Versetzungen so zu deuten sind: 
1. Auf der Rückseite (vergleiche Fig. 9, Anteil II) strömen Kaltluftmassen in den Zyklonen 
bereich, die vor ihrem Eintritt in einem andern Gleichgewicht und in Horizontalströmung gewesen 
sein mögen. Sobald diese Kaltluftmassen in den Zyklonenbereich gelangen, wird für sie das Strö 
mlings- und Temperaturgleichgewicht der Zyklone maßgebend, für welches die Luftmassen zu kalt 
(schwer) sind. Die Luftmassen sinken daher ab. Erst wenn die Luftmassen durch Absinkerwär 
mung die für das Gleichgewicht passende Temperatur erreicht haben, setzt wieder Horizontal 
strömung ein. 
2. Auf der Vorderseite (vergleiche in Figur 9 Anteil I) liegen die Verhältnisse umgekehrt. 
Die zugeströmten w armen Luftmassen, die in der Frontalzone noch in einem anderen Gleichgewicht 
waren, gelangen in dem Zyklonenbereich unter ein neues Gleichgewicht, für welches sie zu warm 
(leicht) sind. Daher steigen diese Luftmassen auf. 
Die stärkste Vertikalbewegung und damit die größte Wetterwirksamkeit (Wolkenbildung, 
Niederschläge, Aufklaren usw.) wird demnach in einer Zyklone vorhanden sein, in welche viele 
neue und anders temperierte Luftmassen hineingelangen. Je mehr dabei die Luftmassentemperatur 
die Strömiingsgleichgewichtstemperatur übertrifft, umso stärker werden die Luftmassen auf der 
Vorderseite auf steigen und Wolken und Niederschläge bilden. Entsprechendes gilt für die Rückseite. 
Je kälter die Luftmassen sind, die neu in das Strömungsgleichgewicht der Zyklone gelangen, umso 
stärker werden sie absinken, lim sich dem neuen Gleichgewicht anzupassen. In den bodennahen 
Schichten der Rückseite wird dieser Absinkvorgang allerdings modifiziert durch andere Einflüsse, 
auf die im Rahmen des nächsten Abschnittes noch eingegangen wird. 
Ähnlich, wenn auch bei weitem nicht so ausgeprägt, liegen die Verhältnisse bei der Umrun 
dungsströmung. In Figur 16 fällt die Bahn eines Luftteilchens der Umrundungsmasse im driftenden 
Koordinatensystem zusammen mit der ausgezogenen Linie. Auf 
der Vorderseite strömt dabei das Luftteilchen von Warm nach 
Kalt und würde, wenn es horizontal strömt, überall wärmer 
ankommen, als es dem Gleichgewicht entspricht. Es steigt daher 
auf, um sich dem neuen Gleichgewicht anzupassen. Umgekehr 
tes ist auf der Rückseite der Fall. Die Luftmassen strömen von 
Kalt nach Warm und würden bei Horizontalströmung alsbald 
zu kalt (schwer) sein. Durch Absinken suchen sie daher wieder 
ins Gleichgewicht zu kommen. 
Erst wenn die Zyklone ortsfest wird (stationärer, zirku 
larer Wirbel), sind Isobaren und Isothermen im Idealfall kon 
zentrische Kreise. Es gibt dann nur noch Umrundungsluft- 
Fig. 16 
massen, die vertikal überall im Gleichgewicht sind. 
Schließlich sind noch die Luftmassen zu nennen, die auf der Vorderseite aus dem vorangehen 
den Zwischenhoch neu in die Zyklone gelangen (in Figur 9 Anteil III). Diese Luftmassen sind fiir 
das Gleichgewicht der Zyklone zu kalt, —- jedenfalls im Winter —. Sie sinken ab und verursachen 
unter der Aufgleitbewölkung wolkenloses und gutsichtiges Wetter.