R. Engelhardt: Untersuchungen über die Strömungen der Ostsee: Die Dichtigkeitsfläche. 
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Wie man sieht, ist die Reihe, wenigstens für Salzlösungen, doch nicht ganz gleichmässig abnehmend, 
sondern sie zeigt im Gegentheil eine ganz gesetzmiissige Abnahme der Differenzen (Дv pro %o) bei steigen 
den Salzgehalten. Die erhaltenen Werthe топ v stimmen indessen, wie die beiden letzten Reihen zeigen, 
augenscheinlich nicht ganz mit denen von Salzwasser überein. Die Werthe für Salzwasser müssen grösser 
sein. Wie schon gesagt, Tait giebt leider in seiner Abhandlung keinen genauen Aufschluss über den Salz 
gehalt seiner Seewasserproben, er deutet nur an, dass seine späteren Proben weiter ausserhalb des Firth 
of Fortli in der Nordsee geschöpft wurden als die ersten, welche dicht unter der Küste entnommen waren. 
Da er nun im Anfang stets von einem Verhältniss 924 bezügl. 925:1000, später aber immer von einem 
solchen von 920:1000 spricht, so kann man wohl annehmen, dass das Verhältniss 920:1000 sich auf das 
später geschöpfte Nordseewasser bezieht, und dass also 920 sich auf einen Salzgehalt von ca. 34 w /ou (wie er 
nach der von Prof. Krümmel in Pet. Mitt. veröffentlichten Karte in der Nähe der Insel May vorhanden 
ist) bezieht, während 925 dem salzarmeren Wasser an den Küsten des Firth entspricht. 
In der Reihe für die Salzlösungen entspricht 920 einem Salzgehalt von 31.3 и / 00 . Der Unterschied ist 
also 34—31.3 = 2.7 %o- Die Durchsclmittswerthe der Differenzen wären 
für Seewasser: 
für Salzlösungen : 
1000 — 920 
34 
1000 — 920 
31.3 
2.352 
2.555 
der Unterschied der Durchsclmittswerthe also 0.2, und wenn man sonst annimmt, dass das allgemeine Ver 
halten der Salzlösungen dem des Seewassers analog ist, so braucht man nur die Werthe der v (von S. 6) 
je um die Grösse 0.2 . s zu kürzen, um die für Seewasser geltenden Werthe für r zu erhalten; sie mögen 
mit v' bezeichnet werden: 
s %0 — 
0%o 
1 {) l 
i /0Л 
Q 0/ 
* 00 
= 
1000 
997.4 
994.9 
/** = 
490.0 
488.7 
487.5 
4 %o 
ö %o 
10 °/(,n 
15 %o 
' v ' 
" ' 
' v ' 
‘ 4. ■ 
989.8 
984.8 
975.0 
963.0 
485.0 
482.0 
477.7 
471.9 
20 °/no 
¿5 %i> 
30%o 
35%o 
951.4 
940.1 
929.1 
918.4 
466.2 
460.6 
455.3 
450.0 
In der Reihe p 8 habe ich in Einheiten der 7. Dezimale die Werthe von p für die betreffenden Salz 
gehalte im Verhältniss v’: 1000 gegeben. Darnach kann man p s leicht als eine einfache Funktion von s 
ausdriieken: 
,"s 
= (1.0000490 — 0.00000012 s = (490 —1.2 s). 10' 
Der Fehler würde dann im Maximum bei 35 0 / O o nur 2 Einheiten der 8. Stelle betragen, also prinzipiell zu 
vernachlässigen sein selbst gegenüber dp, dem aus Druck und Temperatur resultirenden Fehler des Kom 
pressibilitätsfaktors. p s werde im fernereu stets wieder mit p bezeichnet, und unter 
• /( . = (490— 1.2 s) 10- 7 
soll derjenige Werth von p verstanden werden, der innerhalb der Grenzen t — 0 und t — 20° C. in Tem 
peratur und innerhalb eines Wasserdruckes von 0 bis 10 Atm. für jeden Salzgehalt s von 0 bis 35 %o gilt, 
ohne dass der Felder den Werth ±0.000003 übersteigt. 
Die Dichtigkeit einer gegebenen Wassersäule nimmt mit dem Druck zu, und zwar ist die Dichtigkeit 
unter einem gegebenen Druck von p Atm. nach einer bekannten Formel gleich 
~ T^p 
Denke man sich jetzt eine Wasserschicht von der Höhe h, innerhalb der sowohl Druck wie Temperatur 
sich innerhalb der oben gegebenen Grenzen halten und deren spez. Gew. durchaus 8 tö ist (abgesehen vom 
Druck), so wird in den einzelnen Schichten dieser Säule von der Oberfläche an der Druck alle Werthe von 
0 bis p durchlaufen, wenn p der Druck an der tiefsten Stelle ist. Nehmen wir die einzelnen Schichten jetzt 
so dünn, dass p innerhalb jeder derselben konstant gesetzt werden kann, so wird, da p konstant ist, das 
Mittel der Dichtigkeit in allen diesen n Schichten gleich 
S(m) 
s~ 
1—p ^ 
0+. 
+p' 
1—2 PP 
n