Möller, F. u. Sieber, P.: Über die Abweichungen zwischen Wind u. geostsophischem Wind usw. 315
Bodenreibung sein muß; dies ist oberhalb etwa 500 m erfüllt. Nicht bekannt ist
aber in jeder beliebigen Höhenlage — mit Ausnahme des Erdbodens — die zeit-
liche Druckänderung für Intervalle von einigen Stunden; 24-Stunden-Intervalle
dürften für unsere Zwecke zu lang sein. Macht man aber die Annahme, daß das
horizontale Feld der zeitlichen Druckänderung in 1000 m Höhe noch im wesent-
lichen das gleiche Aussehen hat wie am Erdboden, dann wird es erlaubt sein,
79p/0t aus der Karte der dreistündigen Druckänderung am Erdboden zu ent-
nehmen und mit den Werten v— vz für 1000 m Höhe zu vergleichen. In dieser
Weise ist im folgenden vorgegangen. Den geostrophischen Wind vz für 1000 m
Höhe ermittelt man am besten aus einer Topographie der 900 mb-Fläche. Für
den Zeitraum, der untersucht werden sollte, lag diese jedoch gezeichnet nicht
vor. Es wurde daher das einfachere Verfahren gewählt, aus den Luftdruck-
beobachtungen von drei Stationen am Erdboden den horizontalen Druckgradienten
rechnerisch zu bestimmen und unter Verwendung einer mittleren für 1000 m
geltenden Dichte von 0m = 1.26 kg/m? den geostrophischen Wind graphisch zu
berechnen. Neben der Ungenauigkeit, daß man Messungen aus einem anderen
Niveau verwendet, hat dieses Verfahren den Vorteil, daß man auch bei geringem
Gradienten, wenn z. B. auf einer Karte nur eine einzige Isobare auftaucht, exakte
Werte enthält. Es hat aber den Nachteil, daß durch die Rechnung in dem be-
nutzten Stationsdreieck ein lineares Druckfeld vorausgesetzt wird. Dies kann
durch Abschneiden gekrümmter Isobaren fehlerhafte Windstärken vg zur Folge
haben. — Die Berechnung geschah mittels einer Fluchtlinientafel. In ganz ent-
sprechender Weise ist die Größe A = — VG nomographisch unter Be-
m
nutzung der gleichen Stationen ermittelt.
Die Bestimmung ist vorgenommen für die 8-Uhr-Beobachtungen jedes Tages
des Jahres 1935 in dem Dreieck Stettin—Erfurt—Breslau. Dazu sind die Höhen-
windmessungen aus 1000 m NN herangezogen, welche zwischen 5 und 11 Uhr
vormittags in diesem Gebiet gemacht sind. Hierfür kommen im wesentlichen die
Beobachtungsstellen Stettin, Berlin, Magdeburg, Erfurt, Schkeuditz, Dresden,
Breslau neben einigen kleineren Meßstellen in Betracht.
Für jede einzelne Pilotierung ist zunächst die Differenz vı-— vg gebildet.
Tage mit vielen Visierungen an den verschiedenen Orten treten demgemäß mit
größerem Gewicht in der Statistik auf als solche mit wenigen Messungen.
Jeder Vektor ö=v-— vg ist dann in zwei Komponenten 0: und ö,„ zerlegt,
von denen ö, jeweils die Richtung zum Luftdruckfall, — v7, hat. Für ge
eignete Gruppen von Beobachtungen lassen sich dann Mittelwerte d:m, Öö,m bilden.
Diese haben folgende Bedeutung: Würde die oben in Abb, 1a veranschaulichte
Theorie I durch die Beobachtungen bestätigt werden, dann müßte dım= 0;
dem = A Selm sein, während bei Gültigkeit der in Abb. 1b dar-
gestellten Theorie II gerade ö:m <0 und sein Betrag örmc ss |Alm; dam = 0 sein
müßte,
Die zuerst ausgerechneten Mittelwerte zeigen nun Abweichungen ö= 9 — De,
lie weder zu der einen noch zu der anderen Theorie passen. Sie können daher
nur von einem auf anderen Ursachen beruhenden Störungseinfluß herrühren,
der Abweichungen bringt, die nicht von den Isallobarengradienten bedingt sind.
Diese Vorgänge müssen zunächst untersucht werden.
Es sind deshalb sämtliche bearbeiteten Windmessungen ohne Rücksicht auf
Richtung und Größe des Isallobarengradienten eingeteilt worden nach ihrer
Windrichtung und Stärke und für jede dieser in Tab. 1 angegebenen Gruppen
die Mittelwerte dm = |b— vgjm berechnet, Die mittleren Abweichungen des Windes
vom geostrophischen Wind sind einmal durch ihre Komponente in der W- und
S-Richtung öwym und ö;m in m/sec, zum anderen durch die mittlere Drehung und
Stärkeänderung des Windes gegen den geostrophischen Wind (° und m/sec) an-
gegeben. Auch Abb. 2 zeigt jeweils zusammengehörige Wertepaare des mittleren
Windes und geostrophischen Windes.
