Form, Ausdehnung und Fortpflanzung der barometrischen Maxima,
von vcos% für s in das zweite Glied der Formel erhielt Loomis nach einigen
Umwandlungen:
264
. (v cos 4)?
N 0,157 v sin p + 1076,4 P
a (1 -+ 0,004 £) P'
A
T
Diese Formel giebt gute Resultate, wenn sie mit einem geeigneten
Korrektionsfaktor verbunden wird, wie aus den Zahlen g« und gs der obigen
Tabelle hervorgeht, die nach dieser Formel mit Anwendung von Korrektions-
faktoren erhalten wurden.
Konstruiren wir nach den vorigen Tabellen (Kolumne £) die Kurven,
welche von den Lufttheilchen in ihrer Bewegung nach dem Centrum der De-
pression beschrieben werden, so erhalten wir keineswegs eine logarithmische
Spirale, sondern eine ganz eigenthümliche Linie, deren Winkel mit den Isobaren
bei Annäherung an das Centrum immer kleiner wird. Diese Aenderung des
Winkels ist nicht etwa zufällig, sondern stets charakteristisch bei ausgedehnten
und heftigen Stürmen,
Loomis hält die Ferrel’sche Formel für zweifellos korrekt, nur hält
er dafür, dafs dieselbe noch folgender Modifikationen bedürfe:
1. Der Einflufs der Reibung auf die Windgeschwindigkeit ist nicht genau
dargestellt durch die Sekante des Winkels der Windrichtung mit den Isobaren;
dieser Faktor ist für höhere Breiten zu klein, für niedere zu grofs,
2, Die Formel giebt einen zu grofsen Werth für die Centrifugalkraft
(wie aus einer von Loomis angestellten Untersuchung der Manila-Cyklone vom
20. Oktober 1882 hervorgeht).
3. Die Formel berücksichtigt nicht das Aufsteigen der Luft in den
Cyklonen, welches in den Tropen bei heftigen Stürmen aulserordentlich groß,
aber auch bei den Stürmen unserer Gegenden, namentlich bei Tornados und
Windhosen, vorhanden ist.
4. In einzelnen Fällen bedarf die Formel der Hinzufügung einer kleinen
konstanten Korrektionsgröfse. Nach der Formel ist der Gradient Null, wenn
die Windgeschwindigkeit Null ist, was in der Wirklichkeit keineswegs der Fall
ist, aufser im centralen Minimum und Maximum. Kine Untersuchung zeigt nach
Loomis, dal, wenn die Windgeschwindigkeit Null ist, der mittlere Gradient in
den Vereinigten Staaten 1,32 mm für den Meridiangrad beträgt. In diesen
Fällen ist der Gradient nicht die Folge der Windstille, sondern resultirt aus
einer lebhaften allgemeinen Bewegung der Atmosphäre in den vorhergehenden
Stunden, und zwar nicht gerade an der betreffenden Station, sondern oft in
Entfernungen von mehreren hundert Meilen. Andererseits ist zuweilen der
Gradient bei starker Luftbewegung sehr klein.
Unter Berücksichtigung dieser Umstände stellt Loomis folgende
Formel auf:
„2
0,157 © sin + 1076,4 © 605 0)
m PB + B.
1 + 0,004 t P' .
EG = A ——
In dieser Formel ist A ein von der geographischen Breite abhängiger
Koefficient und beträgt ungefähr 1,547 für grofse Stürme auf dem Nordatlan-
tischen Ocean und ebenso 2,218 für die grofsen Stürme der Vereinigten Staaten.
Die Konstante B, ist in der Regel klein, kann aber unter Umständen 1 Millimeter
erreichen oder übersteigen.
Nach Loomis beträgt bei heftigen Stürmen die Neigung der Wind-
richtung zu den Isobaren für die verschiedenen Breiten unserer Hemisphäre
(@ ist das Kompliment von € und bezeichnet den Winkel zwischen Windrichtung
und Gradient):
