2378 Annalen der Hydrographie und Maritimen Meteorologie, Mai 1939. 
einem weiteren Gesichtspunkt hin bearbeitet worden. Es wurde die interdiurne 
Veränderlichkeit der Höhen der einzelnen Hauptisobarenflächen, 1000, 900, 
500 mb, berechnet. 
Bevor die Ergebnisse gebracht werden, seien kurz einige Bemerkungen vornusgeschickt, die ein“ 
mal eine Erklärung geben sollen, weshalb im vorliegenden Fall mit Höhenschwankungen be- 
atimmter Dracknivreaus und nicht, wie meist üblich, mit Druckschwankungen in bestimmten 
Höhen gerechnet wurde, und zum anderen soll kurz auf die theoretischen erlegen zwischen 
Druck- und Temperaturänderungen in der freien Atmosphäre eingegangen werden. 
Ob man Drackschwankungen in bestimmten Höhen (dp) oder Höhenschwankungen bestimmter 
Drauckniveaus (dh) betrachtet, bedeutet keinen femme Alaliohen Unterschied, denn es handelt sich 
am die gleiche Erscheinung, nur in verschiedenen Maßsystemen ausgedrückt, Qualitatir ist die 
Beziehung zwischen Druckänderung in einem Höhennivean und Höhenänderung einer bestimmten 
Druckfläche gegeben durch: Druckanstieg = Hebung (+ dp = + dh), Druckfall = Senkung (— dp = 
— dh), eis Druckluderung = keine Höhenänderung (dp=0=dh= 0). Formelmäßig ist die 
Beziehung dargestellt durch: 
= P_, 
dp= R-T dh. 
Srundsätzlich ist es also völlig gleichgültig, ob man Drauckschwankungen (dp} oder Höhenänderungen 
ulh) verwendet, Daß es bisher üblich war, Druckschwankungen (dp) zu betrachten, dürfte seine Ur- 
sache darin haben, daß wir in den unteren Schichten der Atmosphäre eine bevorzugte Höhe — 
akmlich das Meeresniveanu — haben, auf die wir alle Druckangsben, also auch Druckänderungen 
vezjchen, und daher geneigt sind, auch in der freien Atmosphäre bestimaıte Höhen (1. 2....km zu 
rerwenden. 
Der Vorteil, den die Benutzung von Höhenänderungen bestimmter Drucknireaus (db) mit sich 
sringt, wird aber yecht deutlich, wenn man Vergleiche zwischen Druckänderungen in verschiedenen 
Höhen der Atmosphäre durchführen will. Am besten dürfte dies an einem Beispiel klar werden, 
Wir nehmen an: In der Troposphäre finde keine Temperaturänderung statt. dagegen 
soll in der Stratosphäre Temperaturanstieg eintreten, Unter der Anuahme, daß in etwa 
30 km Höhe keine Druckänderung stattfindet, werden wir an der unteren Stratosphärengrenze Druck- 
?all beobachten, der sich natürlich bis zum Erdboden hin „durchsetzt“, und zwar, wie wir aunehmen 
vollen, isotherm. Dabei sei die Uruckänderung so groß, daß sie im Meeresnivean einen Druckfall 
von 5 mb erzeugt, In 2, 2, 3,...km ist die Druckänderung dann entsprechend geringer, und zwar 
im Verhältnis der in diesen Höhen herrschenden Drucke, dort, wo der Druck den Salben Betrag 
des Bodenwertes erreicht, also in etwa 5*/, km Höhe, beträgt auch die Druckänderung nur noch die 
Hälfte, also 2,5 mb. ; 
Betrachtet man dagegen die Höhenänderungen der einzelnen Druckoviveaus (dh), so sind diese 
in allen Höhen der Troposphäre von gleichem Betrage, Mit anderen Worten: Sofern keine Tempe- 
raturänderung zwischen zwei bestimmten Druckniveaus stattfindet, sind die Höhenänderungen 
dieser Druckflächen einander gleich, die Druckänderungen (dp) in den diesen Druckflächen 
antsprechenden mittleren Höhen aber verschieden, 
Findet bei konstantem Bodendruck (dpz = 0 bzw. dh;ss = 0) in der Troposphüre Temperatur- 
anstieg statt, so heben sich in der freien Atmosphäre die Flächen gleichen Druckes; wir finden also 
in positives dh, und zwar wird, sofern der Temperaturanstieg durch die ganze Troposphäre hindurch 
von gleichem Betrage ist, die Hebung um so m1ößer sein, je mehr wir uns vom Boden entfernen, 
Umgekehrt kann man aus den verschiedenantigen Höhenänderungen der einzelnen Druckflächen auf 
lie zwischen ihnen vor eich gegangenen Temperaturänderungen schließen. Verringert sich der 
Abstand zwischen ibnen, so ist Temperaturrückgang, vergrößert er sich, so ist Erwärmung 
eingetreten. Besonders einfach gestaltet sich diese Beziehung ja bekanntlich, wenn man die 500« 
und die 1000 mb-Fläche untereinander vergleicht. Andert sich ihr gegenseitiger Abstand um 20 gdm, 
30 hat die Luftschicht zwischen ihnen eine Temperaturänderung von 1° erfahren, 
Verwendet man dagegen die Druckänderungen in den einzelnen Höhen (dp), so ergibt sich 
keine 80 einfache Beziehung, denn hier muß man, um die Druckänderungen miteinander vergleichen 
zu können, immer im Verhältnis der in diesen Höhen herrschenden Drucke reduzieren. 
Die Tatsache, daß z. B. der Abstand der 500- von der 1000 mb-Fläche nur eine Funktion der 
{virtuellen} Mitteltemperatur der dazwischen Negenden Laftschicht ist, der Drackunterschied zwischen 
Meerespiveau und der Höhe 5 km dagegen außer von der Temperatur auch vom Bodendruck ab- 
hängt, also eine Variable mehr enthält, läßt die Verwendung der Höheränderung {dh} viel vorteil- 
hafter erscheinen als die von Druckänderungen (dp) in bestimmten Höhen, Hierin liegt auch der 
Grund, weshalb sich im laufenden Wetterdienst die Darstellung der Höhenwetterlage dutch Angabe 
der Topographie der Hauptisobarenflächen durchgesetzt hat, 
Endlich gel aber auch noch auf eine andere wichtige Tatsache hingewiesen: 
In der ganzen Atmosphäre, also unabhängig von der Höhe bzw. dem Druck, entspricht 
nem bestimmten Gefälle einer Druckfläche {z, B. 100 gdm auf 1000 km) immer ein bestimmter 
Gradientwind. Bei gleichem Druckgefälle in der Horizontalen dagegen nimmt der Gradient- 
wind mit der Höhe bzw. mit abnehmendem Druck an Stärke zu, Während man also bei einem Ver- 
zleich der Absoluten Topographie der 1000- mit derjenigen der 500 mb-Fläche schon auf den ersten 
Blick feststellen kann, wie sich der Gradientwind unterscheidet, muß man bei einem Vergleich des 
Isobarenbildes im Meeresniveau und hı 5 km Höhe erst eine Reduktion (nach Maßgabe der in 
diesen Höhen herrschenden Drucke) vornehmen, um zu dem gleichen Ergebnis zu gelangen, So zeigt 
zuch gerade dieses Beispiel, daß Betrachtungen mit Hilfe der Höhenlage bestimmter Druck- 
aiyeaus denen mit Hilfe des Druckgefälles in bestimmten Hähen überlegen sind. 
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