284
Geogr.
Mittl. monatl. Schwankung
des Barometers in mm
Relativwerthe der
Ein strömungs menge
— r ~ • • i i
Breite
Winter
Ocean Koni.
Sommer
Ocean Kont.
Winter
Ocean Kont.
Sommer
Ocean Kont.
0°
5(3)
6Vs(4)
5(3)
5(4)
6(4)
10O
67
100
67
10° N
6(4)
8 (6)
6(5)
78
84
78
70
i 20° N
8
11 (9)
6
3(7)
71
88
53
69
30° N
10
13
9
11 (10)
77
87
43
67
! 40° N
29
18
16
12
90
87
49
59
i| 50° N
38
25
25
14
&5
93
56
52
60° X
45
31
28
19
80
95
50
58 1
! j 70° N
f ; 80° N
40
34
29
25
18
18
86
i
77
2
54
43
48
Die Zahlen im rechten Theile der Tabelle zeigen, dafs unter den an
gegebenen Voraussetzungen sich nördlich vom 10. Breitengrade die Intensität
der bei der Gradientenbildung sieh umsetzeuden Arbeit unter den verschiedenen
Breiten und auf dem Meere wie auf dem Festlande annähernd gleich ergiebt,
und dafs die so uugemeiu grofsen Differenzen zwischen der mittleren Stärke
der ßarometerschwankungeu resp. der Gradienten in verschiedenen Abständen
vom Aequator sowie auf Land und See wesentlich auf die, je nach Breite und
Reibung verschiedene Gröfse der Ablenkung der bewegten Luft durch die Erd
rotation zurückzuführen sind. Der allgemeine, diesen Zahlen zu Grunde liegende
Satz läfst sich einfach dahin aussprechen, dafs der mittlere Betrag der un
periodischen Barometerschwankuug und des barometrischen Gradienten um so
gröfser ist, je bedeutender die Hindernisse, welche sich der Ausgleichung der
Druckunterschiede in den Weg stellen. Diese Hindernisse sind einerseits die
Reibung, andererseits die Ablenkung durch die Umdrehung der Erde, welche
das bewegte Lufttheilchen nur auf weitem Umwege nach dem Orte der Aspiration
gelangen läfst. Beide Ursachen heben sich indessen theilweise auf, weil Ver
größerung der Reibung Verringerung des Ablenkungswinkels hervorruft; des
halb ist nur in der Nähe des Aequators, wo die ablenkende Kraft gering ist,
vergröfserte Reibung ein die Entstehung starker Gradienten und Schwankungen
beförderndes Element, in mittleren und höheren Breiten geschieht im Allgemeinen
die Einströmung und infolge dessen die Druckausgleichung rascher über den
rauhen Oberflächen der Festländer, als über der glatten der Oceanc, weil die
Wirkung der stärkeren Ablenkung des Windes auf der letzteren überwiegt.
Dem Zurückbleiben der Schwankungen — und aller Wahrscheinlichkeit nach
auch der Gradienten — auf den Kontinenten um 30 % und mehr hinter jenen
der Oceane in den Breiten 40®—70° Nord entspricht deshalb keine Verringerung
der Abfuhr- resp. Einströmungsmenge daselbst, im Gegentheil zeigt sich in der
Nähe von 50° und 60° N-Br ein Uebergewicht in diesen Mengen auf Seite der
Festländer, das indessen im Winter ausschliefslich durch die gröfsere Dichtigkeit
der Luft über denselben bewirkt wird und sich in sein Gegentheil verkehrt,
wenn man nach Division der obigen Gröfson durch dio resp. specifiachen Ge
wichte der untersten Luftschicht die Geschwindigkeit der Einströmung resp.
Abfuhr berechnet, wie letzteres auch für das ruhige Winterklima Innerasiens
durchaus zu erwarten war. Dafs unter dem Aequator das umgekehrte Ver-
hältnifs besteht und das thatsächlich sich daselbst erweisende Uebergewicht der
Schwankungen auf dem Festlande, welches insbesondere auch durch die Beob
achtungen in Innerafrika bestätigt wird, zu gering zu sein scheint gegen die
Forderungen der Theorie und sich dadurch hier ein wenig wahrscheinliches
starkes Ueberwiegen der Luftabfuhr auf den Oceaueu gegenüber den Kontinenten
ergiebt, dürfte grofsentheils an der für diese Breiten wegen der geringen Gröfse
der Schwankungen und des Mangels passend gelegener Stationen ganz besonders
fühlbaren Ungenauigkoit der bisher gewonnenen empirischen Grundlage liegen.
Es ist schon bemerkenswert!) genug, dafs die Forderungen der Theorie
sich wenigstens qualitativ erfüllt finden darin, dafs in den Tropen dio Kontinente,
in höheren Breiten die Oceane die größeren Druckseliwankungen zeigen, und auch
die Vertheilung derselben nach der Breite sich so ungezwungen der Theorie fügt.
