Handbuch der ozeanographie

Handbuch der
Ozeanograph.

Die

Bewegungsf...

des Meeres,

Georg Heinrich
von Boguslawski
Otto Krümmel, ...

3 1822 00652 3674

University of California, San Diego

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Date Due

SEP H RECO

MAV 3 1 1993

NUV 3 ö ULTJ

Cl 39a (491) UCSDLib.

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BIBLIOTHEK

HEKAUSGEGEBEN VON

PROF. D B FRIEDRICH RATZEL.

Unter Mitwirkung von

Professor Dr. Georg v. Bogualawsld, ehem. 8ektionsvor*tand im Hydrographischen
Amt der Kaiserl. Admiralität in Berlin; Professor Dr. Oskar Drude, Direktor des
Botanischen Gartens in Dresden; Dr. Karl v. Fritsch, Professor »n der Universität
in Halle; Dr. Julius Hann, Professor an der Wiener Universität und Uedakteur
der Zeitschrift für Meteorologie; Dr. Albert Heim, Professor am Schweizerischen
Polytechnikum und der Universität in Zürich; Dr. Otto Krümmel, Professor an
der Universität und Lehrer an der Marine-Akademie In Kiel ; Dr. Albrecht Penck,
Professor an der Universität Wien; Dr. Benjamin Vetter, Professor au der

technischen Hochschule in Dresden.

STUTTGART.

VERLAG VON J. ENGEL HORN.

1887.

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HANDBUCH

DER

OZEANOGRAPHIE

TOS

Prof. D« G. von BOGUSLAWSKI, und D" OTTO KRÜMMEL,

ehem. Sektionavorstand im Hydrographischen Professor der Geographie an der Universität

Amt der Kaiserl. Admiralität in Berlin. und Lehrer an der Mariue-Akaderai« iu Kiel.

BAND II.

DIE BEWEGUNGSFORMEN DES MEERES

VOM

DR. OTTO KRÜMMEL.

MIT EINEM BEITRAGE VON PROF. DR. K. ZÖPPRITZ.

MIT 6o ABBILDUNGEN UND
EINER ÜBERSICHTSKARTE DER MEERESSTRÖMUNGEN.

STUTTGART.

VERLAG VON J. ENGELHORN.

1887.

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Das Recht der Uebersetzung in fremde Sprachen wird vorbehalten.

Druck von Gebrüder Kröner in Stuttgart.

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Herrn Geheimen Admiralitätsrat

Dr. Georg Neumayer,

Direktor der Deutschen Seewarte,

als ein Zeichen tief gefühlter Dankbarkeit

zugeeignet

vom Verfasser.

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Vorwort

Beklagenswerte Ereignisse haben es zur Folge ge-
habt, daß der zweite Band dieses Handbuches drei Jahre
später, und noch dazu von anderer Hand verfaßt, er-
scheint, als der erste. Am 4. Mai 1884 starb Georg
von Boguslawski, nach längerer Zeit schmerzvoller
Leiden, über deren Auftreten er schon in der Vonvde
zum ersten Bande der Ozeanographie zu klagen hatte.
Er starb viel zu früh für die Wissenschaft, in deren auf-
opferndem Dienst er seine Gesundheit untergraben hatte;
aus dem vom Geiste wahrhafter Freundschaft durchwehten
Nachruf Güföfeldts (in den Verhandlungen der Gesell-
schaft für Erdkunde zu Berlin, 1885, S. 175) ist diese
doppelt schmerzliche Thatsache auch weiteren Kreisen
bekannt geworden. Seine Krankheit hat ihm nicht mehr
gestattet, das Manuskript zum zweiten Bande der Ozeano-
graphie in Angriff zu nehmen; in seinem Nachlasse fand
sich nichts vor, was zur Drucklegung zu verwenden
gewesen wäre. Der Herausgeber dieser „Bibliothek "
wandte sich nun schon im Sommer 1 884 an den Unter-
zeichneten mit der Anfrage, ob er die Fortführung des
Werkes übernehmen wolle. Mit anderen Arbeiten Über-

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VIII Vorwort.

lastet, mußte ich vorläufig ablehnen: aber indem ich das
that, wies ich darauf hin, dal} sich in Professor Zöppritz
eine ungleich bedeutendere und besser vorbereitete Kraft
für die große Aufgabe darzubieten scheine. Ich muß be-
kennen, daß es mich persönlich mit der größten Genug-
tuung erfüllte, zu erfahren, daß Professor Zöppritz mit
großer Bereitwilligkeit der Aufforderung Friedrich
Ratzels folgte und alsbald die Bearbeitung des zweiten
Bandes begann. Bestand doch so die Hoffnung, von dem
unzweifelhaft bedeutendsten deutschen Geophysiker eine
Darstellung der Bewegungsformen des Meeres zu erhalten,
die bahnbrechend für die Entwicklung der Ozeanographie
werden würde.

Ein tragisches Schicksal zerstörte auch diese Hoff-
nungen; eben im Begriff, nach Hamburg zu mehrwöchent-
lichem Aufenthalt an der Seewarte abzureisen, erkrankte
Zöppritz; wenige Tage darauf, am 21. März 1885, war
auch er dahin.

Als einige Wochen später bei Gelegenheit des deut-
schen Geographentages zu Hamburg mein verehrter Freund
Ratzel, unterstützt von einigen der anwesenden Fach-
geuossen, sich von neuem an mich wandte, sagte ich zu,
obzwar mit schwerem Bedenken im Herzen. Es war und
bleibt für mich kein Zweifel, daß weder die staunens-
werte Fülle des Wissens mir zur Verfügung steht, durch
welche Boguslawski alle Mitforscher auf meereskund-
lichem Gebiete weit Überragte, noch gar die volle und
durchgereifte Kenntnis der Lehren und Methoden der
Physik, welche des unvergeßlichen Zöppritz' Arbeiten
zu mustergiltigen stempelte. Doch der Gedanke : unvoll-
endet dürfe ein Werk wie Boguslawskis Ozeanographie
nun und nimmer bleiben, gab den Ausschlag, und, andere
Pläne beiseite legend, ging ich alsbald an die Arbeit.

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Vorwort. IX

Im handschriftlichen Nachlaß von Zöppritz fanden
sich Teile des begonnenen Manuskripts vor; sie behan-
delten die „Vertikalzirkulation 44 und die ersten Abschnitte
der Lehre von den Gezeiten. Von einer Disposition oder
anderen Notizen für das Uebrige aber war nichts vor-
handen. Ich war darum auf die Inhaltsübersicht, welche
Boguslawski in der Einleitung zum ersten Band S. 0
gegeben hatte, als meine einzige Richtschnur angewiesen,
und diese ließ mir in allen Einzelheiten völlig freie Bahn.
Dem Inhalt des zweiten Bandes hatte Boguslawski
überwiesen: als VII. Kapitel „Die ozeanische Zirkulation";
als VIII. bis X. Kapitel „Die Bewegungserscheinungen
der Meeresgewässer, Wellen, Strömungen, Gezeiten 44 ; als
XL Kapitel „Das Tier- und Pflanzenleben im Meere 44 in
allerdings nur kurzen Zügen; als XII. Kapitel einige An-
deutungen über den Einflute, welchen die ozeanischen
Forschungen der Neuzeit auf das Kulturleben der Mensch-
heit ausgeübt haben; es sollten ferner die ozeanographischen
Institute darin beschrieben werden.

Ein jeder Autor soll sich seinen Stoff nach Umfang
und Inhalt selbständig gestalten, sowie es ihm nach seiner
eigenen, individuellen Kenntnis angemessen und zweck-
entsprechend erscheint. Darum hielt ich mich für befugt,
den im zweiten Bande von mir zu behandelnden Stoff hier
zu verkürzen, dort zu erweitern, und die Reihenfolge der
Kapitel zu verändern. Ganz ausgeschieden habe ich aus
dem Programm die Kapitel XI und XII. Einige oberfläch-
liche Bemerkungen über die Verbreitung der Organismen
im Meer auszusprechen, wo eine weitschichtige Litteratur
auch einem hierin voll Sachkundigen, zu denen ich mich
nicht rechnen darf, Schwierigkeiten genug bereitet, hielt
ich für bedenklich. Außerdem gewährt sowohl die be-
vorstehende Bearbeitung der Pflanzengeographie durch

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X

Vorwort.

0. Drude, der Tiergeographie durch B. Vetter den
geeignetsten Ersatz. Das letzte Kapitel erschien mir,
soweit es kulturgeographischen Inhalts ist, völlig über-
flüssig neben den Darlegungen Friedrich Ratzels
in seinem Handbuch der Anthropogeographie ; zu einer
Beschreibung der nautischen Institute fehlte mir doch aus-
reichende Erfahrung, namentlich in den Geschäftsbetrieb
der hydrographischen Aemter besitze ich einen so tief-
gehenden Einblick nicht, wie er wohl G. von Bogus-
lawski eigen sein konnte.

Die somit übrig bleibenden Kapitel behandeln sämt-
lich die verschiedenen Bewegungsformen des Meeres, wozu
die Vertikalzirkulation ohne Frage zu rechnen ist. Da
aber mit der letzteren zugleich Probleme der Meeres-
strömungen zu behandeln sind, hielt ich es für gut, dieses
Kapitel vor das die eigentlichen Strömungen behandelnde
zu setzen. Damit war ich aber genötigt, die Zählung der
Kapitel abzuändern, die nunmehr in der Folge aneinander
gereiht sind, wie das Inhaltsverzeichnis sie angibt.

Die Beiträge von Zöppritz sind ohne Aenderurtg,
im Wortlaute des Manuskripts aufgenommen, nur die
Zitate mußten hier und da umgeformt werden. Ich habe
selbst da, wo mir sachliche Versehen wahrscheinlich
waren, den Text ungeändert beibehalten, nur durch Frage-
zeichen in eckigen Klammem meine Bedenken angedeutet,
(Vgl. auch die unten folgenden Berichtigungen.) —

In meinen Bemühungen, die Litteratur möglichst voll-
ständig zu erlangen, wurde ich mehrfach durch die Freund-
lichkeit verehrter Kollegen unterstützt; außerdem ver-
danke ich Herrn Schiffbau-Oberingenieur van Hüllen zahl-
reiche Winke, welche sich auf die Wellentheorie bezogen,
und meinem verehrten Freunde, Herrn Professor H. Hertz
in Karlsruhe, einige Daten zur Geschichte der Gezeiten-

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Vorwort.

XI

theorien. Einige neuere Publikationen, wie das Werk
von Hat t, Notionssur le phenomene des marfos, Paris 1885,
und einige Abhandlungen von S. Fritz über Meeres-
strömungen, gelangten leider zu spät in meine Hände, als
daß ich sie ihrer Bedeutung entsprechend noch gehörig
hatte benutzen können.

Wie der erste Band der Ozeanographie dem da-
maligen Leiter des hydrographischen Amtes der Admirali-
tät gewidmet wurde, so habe ich diesen zweiten Band
Herrn Geheimerat Dr. Neumayer zugeeignet. Nicht nur
bin ich überzeugt, damit die ursprünglichen Intentionen
seiner beiden verstorbenen Freunde G. von Boguslawski
und Zöppritz getroffen zu haben; es war mir selbst
seit lange ein Herzensbedürfnis, den Gefühlen meiner
Dankbarkeit gegenüber meinem väterlichen Freunde und
ehemaligen Chef während meiner kurzen, aber für meine
ganze Zukunft maßgebenden Thätigkeit an der Seewarte
einen entsprechenden Ausdruck geben zu können. Auf
Schritt und Tritt wird man in diesem Buche den An-
regungen begegnen, die mir auch bei seitdem öfter wieder-
holtem Aufenthalt an der Seewarte von allen Seiten, vor
allem von dem Direktor dieses Instituts zugeflossen sind.
Ohne die Liberalität, mit der mir Bibliothek und Archiv
der Seewarte allezeit zur Verfügung gestellt wurden, wäre
es mir kaum möglich gewesen, ein Werk wie das vor-
liegende in verhältnismäßig so kurzer Zeit zu vollenden.

Insbesondere dankbar bin ich Herrn Geheimerat
Neumayer für die Erlaubnis, diesem Werke die Ueber-
sichtskarte der Meeresströmungen beizugeben, welche ich
in seinem Auftrage im Sommer vorigen Jahres für die
neue Auflage seiner „Anleitung zu wissenschaftlichen Be-
obachtungen auf Reisen" gezeichnet hatte, also zu einer
Zeit, wo zwar das Material zu der Darstellung der Meeres-

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XII Vorwort.

Strömungen mir ungefähr vollständig vorlag, ohne daß
ich es indes damals schon bis ins einzelne kritisch hatte
sichten können. Darum wird der Leser hier und da.
namentlich im Pazifischen Ozean, Abweichungen zwischen
Text und Karte bemerken, die ich selbst sehr bedauere,
leider aber nicht mehr ändern konnte. In Zweifelfällen
mag also der Text den Ausschlag geben. Dieser selbst
wird freilich auch nicht von Versehen und Lücken frei
zu sprechen sein (einiges ist mir während der Druck-
legung selbst schon als der Verbesserung bedürftig auf-
gefallen), so date ich in dieser Beziehung auf die Nach-
sicht sachkundiger Leser rechne. Insbesondere mag dies
von der Darstellung der Gezeiten gelten, die ja in der
That den sprödesten Stoff der gesamten Meereskunde
ausmachen. Aber auch sonst werde ich für alle Berich-
tigungen und Mitteilungen, namentlich aus praktisch-see-
männischen Kreisen, dankbar sein.

Das alphabetische Namen- und Sachregister ist von
Herrn Kand. K. Friese, einem meiner Zuhörer, aufc
fleißigste hergestellt worden und wird, wie ich hoffe, die
Benutzung der somit zu Ende geführten „ Ozeanographie u
erheblich erleichtern.

Kiel, im Juni 1887.

Otto Krümmel.

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Inhalt des zweiten Bandes.

Seite

Vorwort VII

Inhalt des zweiten Bandes XIII

Berichtigungen XVI

Erstes Kapitel.

Die Wellen 1 — 15:?

I. Einleitung 1

Ii. Die Theorie der Wellen in tiefem Wasser .... 6

III. Theorie der Wellen in flachem Wasser 13

Experimente . . . 23

IV. Die Dimensionen der Meereswellen :>5

V. Die Entstehung der Wellen und ihre Abhängigkeit vom
Winde . . T~. 53

VI. Brecher. Roller. Brandung. Abrasion -Vi

VII. Seebeben- oder Stofiwellen III

VIII. Stehende Wellen l:>7

Zweites Kapitel.

Die Getelten 154-280

I. Ueberblick über die Erscheinungen 154

II. Wasserstandsmessung. Pegel 162

III. Theorie der Gezeiten 166-224

1. Elementare Ableitung der Gleichgewichtstheorie . 167

2. Die Theorien von Laplace, Young und Whewell . 184

3. Die Kanaltheorie von Airy . 191

4. Die Schwankungstheorie von Ferrel 196

5. Untersuchungen von Borgen 205

6. Untersuchungen von Sir William Thomson . . 213

7. Ungelöste Probleme 219

I

XIV Inhalt.

Seit*

IV. Die Gezeitenströmungen, besonders im britischen Kanal

und in der Nordsee 224

V. Die Flußgt-sch welle 2"»^

Drittes Kapitel.

Die Vertikalzirkulntioii der Ozeaue . . . 281 -»:»4-

1. Die polare Herkunft des Tiefenwassers . . . . . . 281

IL Verletzung von Wassermassen durch Unterschiede des

Salzgehalts 2'. '4

III. Vertikaler Ausgleich des Windstaus 300 — 324

1. Das kalte Auftriebwasser der tropischen Luvknsten :3Q7

2. Das warme Wasser der tropischen Leeküsten . . 311
Verhältnisse im indischen Ozean ;I14

3. Die Windstau- und Aul'tricbzonen höherer Breiten 31

Viertes Kapitel.

Die Meeresströmungen 334—516

1. Einleitung 324

II. Entwickelung der Kenntnis von dem Wesen der Meeres-
strömungen 327

III. Die Theorie der Meeresströmungen 342 — 372

1. Die Windtheorie nach Zöppritz 342

2. Stromteilung. Kompensationsströme 352

8. Ablenkung der Strömuugen durch die Erdrotation 3G2
4. Rückblick. Konstruktion von Stromsystemen . . 307

IV. Methoden der Strombeobachtung 372

V. Die Strömungen in den einzelnen Ozeanen .... 384

1. Die atlantischen Strömungen zwischen 30° N. und

30° S. Br 384

I) Der nördliche Aequatorialstrom S. 884. 2) Der südliche
Aequatorialstroni S. 3S(5. '6) Die karibische Strömung
S. 3H9. 4) Die Antillenströmniig S. 391. 5) Der Brasilien-
strom S. 392. 6) Theorie dieser Strömungen S. 393. 7) Der
nordatrikanische oder Kanarienstrom S. 393. 8) Der süd-
afrikanische oder Benguelastrom S. 400. 9) Die Guinea-
Btrömung S. 401. 10) Die Strömungen im Golf von Mexiko
S. 415.

2. Die atlantischen Strömungen nördlich von 30° N. Br. 417

II) Der Floridastrom S. 417. 12) Die nordatlantische
Ostströmung S. 425. 13) Der nordöstliche Zweig des-
selben S. 429. 14) Der Irmingerstrora, die Strömungen
bei Gröuland und der Labradorstrom S. 433.

3. Die atlantischen Strömungen südlich von 30° S. Br. 438

15; Der Brasilien- und der Falklandstrom S. 438. 16) Der
südatlantische Verbindungsstrom S. 415.

oogle

Inhalt. XV

Seite

4. Die Strömungen der atlantischen Nebenmeere . 447

1) Das europäische Nordmeer S. 447. 2) Das sibirische
und amerikanische Nordmeer S. 158. 3) Die Strömungen
der Nordsee und Ostsee S. 462. 4) Die Strömungen im
Mittelmeer S. 4M.

5. Die Strömungen des Indischen Ozeans .... 468

l) Die Monsunströmungen nördlich vom Aequator S. 468.
2) Die Aequatorialströmuug S. 469. 3) Der Aequatorial-
gegenstrom S. 470. 4) Der Agulhasstrom S. 471. 5) Die
westaustralische Strömung S. 471. 6) Die Westwindtrift
südlich 300 s. Br. 8. 474. 7) Die Strömungen des austral-
asiatischeu Mittelmeeres S. 480.

6. Die Strömungen des Pazifischen Ozeans .... 4S3

1) Die nördliche Aequatorialströmung S. 481. 2) Die
südliche Aequatorialströmuug S. 485. 3) Der Aequatorial-
gegeustrom S. 489. 4) Der japanische Strom S. 493.
5) Die nordpazifische Westwindtrift S. 49*». 6) Der kali-
fornische Strom S. 496. 7} Die Strömungen der Bering^
see S. 197, des Ochotskischeu Meeres S. 499, des Japani-
schen Meeres S. 500. 8) Der ostaustralische Strom S. 501.
9i Die südpazinsehe Westwindtrift S. 503. 10) Der Kap
Horn-Strom S. 507. 11) Der peruanische Strom S. 509.

VI. Einwirkung der Meeresströmungen auf die Küsten-
gestalt 511

Alphabetisches Namen- und Sacli register .... 517

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Berichtigungen«

S. 161, Z. 2 hat Zöppritz offenbar schreiben wollen: „Wie diese
Erscheinung, so tritt auch die Bore bei Springzeiten B u. s. w.
ibid. Z. 12 statt 27 m lese man 2,7 m.
S. 241, Z. 11 statt Hardanger lese man Stavanger.
S. 433, Z. 4 v. u. tilge man die 15.

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Erstes Kapitel

Die Wellen.

I, Einleitung.

Nur sehr selten, auch bei völliger Windstille, bietet
sich auf hoher See der Anblick einer vollkommen ebenen,
spiegelglatten Meeresoberfläche dar; nur in den kleineren
und abgeschlosseneren Nebenmeeren dürfte diese Erschei-
nung häufiger gefunden werden. Der Regel nach aber
zeigen diese, wie der offene Ozean eine von Wellen durch-
furchte oder gekräuselte Oberfläche. Die Vorgänge, welche
den Wellenschlag ausmachen, zeigt schon eine flüchtige
Beobachtung der Wellen, welche bei kräftigerem Winde
auf einem kleinen See oder einem Kanal sich bildeu.
Man bemerkt, daß beim Vorübergange einer Welle die
Oberfläche sich erst hebt, dann wieder senkt. Die Wasser-
teilchen der Oberfläche erleiden also vertikale Verschie-
bungen, sie pendeln rhythmisch auf- und abwärts. Ferner
sieht man aber auch die darauf schwimmenden Körper
keineswegs den Wellen folgen, sondern ziemlich unver-
ändert an derselben Stelle bleiben, wenn sie nicht etwa
so weit hervorragen, dati der Wind sie fassen kann. Ge-
nauere Beobachtung zeigt aber doch eine gewisse hori-
zontale Verschiebung: kleine Holzstückchen oder Schaum-
inassen werden nämlich, so oft der Kamm einer Weile
sie erreicht, sehr merklich, wenn auch nicht gerade sehr
schnell, mit der Welle fortgetrieben, um alsbald, wenn
sie in dem Thal zwischen zwei Wellen sich befinden,

Krümmel, Ozeanographie II. 1

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2

Wellen.

ebenso schnell wieder zurück zu schwimmen. Namentlich
dieses Zurückgehen, dem kommenden Wellenberg ent-
gegen, beweist klar, dato die Wasserteilchen, welche den
schwimmenden Körper umgeben, nicht nur sich heben
und senken, sondern auch in horizontaler Richtung hin
und her pendeln.

„Viel deutlicher überzeugt man sich hiervon/ sagt Hagen,
„wenn man bei mäßigem Wellenschlage auf einem vor Anker
liegenden größeren Schiffe sich befindet, welches selbst gar nicht
oder nur wenig bewegt wird, und unverändert an derselben Stelle
bleibt. Ein solches bietet die Gelegenheit, das Verhalten der im
Wasser schwebenden Körper in unmittelbarer Nähe und zwar von
oben zu verfolgen, -wobei die horizontalen Bewegungen deutlich
hervortreten. Man nehme einen Bogen Papier oder ein leinenes
Tuch und bilde daraus durch Zusammendrücken und Rollen einen
lockeren kugelförmigen Ballen. Ehe man ihn über Bord wirft,
tauche man ihn in Wasser, damit er beim Herabfallen sogleich
unter die Oberfläche tritt und dadurch sich der Einwirkung des
Windes entzieht. Indem er wegen seines etwas größeren spezi-
fischen Gewichts langsam versinkt, so kann man ihn bei klarem
Wasser etwa eine Minute hindurch verfolgen und deutlich wahr-
nehmen, wie er beim Vorübergange jeder Welle hin- und her-
schwankt. Unter dem oberen Scheitel (dem Kamme) der Welle
folgt er schnell der Richtung derselben , und unter dem unteren
Scheitel oder dem Wellenthale treibt er wieder zurück. So lange
man ihn aber unterscheiden kann, bewegt er sich nur hin und
her, ohne die Stelle zu verlassen, wo er zuerst ins Wasser fiel.
Dieselbe Bewegung, welche die Wasserteilchen der Obertläche
haben, erfolgt daher gleichzeitig auch in den darunter befindlichen
Schichten."

Hieraus ergibt sich, daß die Wasserteilchen unter
der Welle sowohl senkrecht wie wagrecht hin und her
pendeln und nach dem Vorübergange jeder Welle wieder
an ihren früheren Ort zurückkehren. Sie durchlaufen also
gewisse geschlossene Bahnen, und zwar jedesmal in
einer Vertikalebene, die in der Richtung des Fortschreitens
der Welle liegt. Dabei geht die vertikale in die hori-
zontale Bewegung sehr sanft über. Dieses rhythmische
Kreisen, welches wir als Orbitalbewegung bezeichnen,
gibt den Wasserteilchen aber nicht die gleiche Geschwindig-
keit, mit welcher die Welle über das Wasser hinschreitet,
vielmehr ist diese letztere, wie wir sehen werden, viele
Mal größer als die andere.

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Orbitalbewegung.

3

,.Der Seereisende, der an diese Erscheinung nicht gewöhnt
ist und die anrollende Welle für einen Wasserberg hält, dessen
Masse die gleiche Geschwindigkeit wie die Welle hat, kann sich
des beängstigenden Gefühls nicht erwehren, daß das Schiff beim
Zusammenstoße zertrümmern müsse. Dieses geschieht aber nicht,
das Schiff schwankt und hebt sich, der eigentliche Stoß bleibt
nnr sehr mäßig und ist oft gar nicht zu fühlen." (Hagen.)

Es sind also zwei Bewegungen zu unterscheiden:
einmal die oszillierende oder Orbitalbewegung der
Wasserteilchen und zweitens die fortschreitende der
Wellenform.

Selbstverständlich kann die oszillierende Bewegung
nicht so erfolgen, dato größere Wassermassen (-Cylinder)
gleichzeitig um eine gemeinsame Achse rotieren. Dabei
wären Kollisionen oder scharfe Uebergänge unvermeidlich,
welche eine starke Reibung und damit bald ein völliges

Fig. 1.

Aufhören der Bewegung zur Folge hätten. Vielmehr
zeigt die Erfahrung, daß auf einigermaßen tiefem Wasser
auch nach dem Aufhören des Sturmes die Wellenbewegung
noch einige Zeit, im offenen Meer Uber 24 Stunden hin-
durch, sich konserviert und nur sehr langsam zur Kühe
kommt. Darin liegt ein Beweis für die sehr geringe
Reibung, welche diese Art der Bewegung begleitet, so
daß also die Wasserteilchen, welche in der Ruhelage
nebeneinander sich befinden, auch im Bereiche einer
Wellenbewegung in Berührung miteinander bleiben.

Ein bekanntes Instrument, die „Wellenmasehine",
verdeutlicht die Kombination der beiden Vorgänge, welche
sich hier abspielen. An einer Platte sind in einer ge-
raden iiinie die gleichlangen Stäbe Ol* so befestigt , daß
sie sich um die Punkte 0 gleichzeitig in Drehung ver-
setzen lassen, was sich leicht durch eine um alle Achsen

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4

Wellen.

in gleichem Sinne geschlungene Schnur bewirken läßt.
Stellt man die Stäbe so ein, daß jeder im Vergleich zu
seinem rechten Nachbar um \a der vollen Umdrehung
(diese links herum gerechnet, cf. die kleinen Pfeile der
Figur 1) zurück ist, so wird die Linie P, P, Pete, das
Wellenprofil sein. Werden nun die Stäbe oder Radien
um */ 8 der Umdrehung fortbewegt, so sind die Punkte P
nach p gelangt, hingegen ist der Wellenkamm um ein
ungleich größeres Stück nach links fortgerückt. So
zeigt sich, wie durch langsame Drehung der einzelnen
Wasserteilchen um ein Rotationszentrum 0 die Wellenform
sehr schnell fortschreiten kann, und zwar veranschaulicht
das Instrument dasselbe, was die oben gegebene Beob-
achtung ergab: im Wellenkamm laufen die Teilchen in
gleicher Richtung wie die Welle, im Wellen thal laufen
sie ihr entgegen.

Die Kurve PPP nennt man in der Geometrie eine
„gestreckte Cykloide" oder kürzer eine „Trochoide", da-
her diese Theorie der Wellenbewegung die „Troehoideii-
theorie*.

Die Beziehungen zwischen Trochoide und Cykloide mögen
durch folgendes erläutert werden. Es sei (in Fig. 2) QR eine

Fig. a.

gerade Linie, unter welcher entlang man einen großen Kreis von
dem Radius OQ rollen läßt. Die Strecke QR sei gleich dem halben
Umfang dieses Kreises, so daß nach einer halben Umdrehung der
Punkt in R angekommen ist. Ließe man den Kreis noch

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Trochoide.

weiter nach rechts rollen, so würde die Bahn des Punktes R^ von
der erreichten Spitze H wieder abwärts führen. Diese Bahn ist
die „Cykloide". Teilt man nun den Kreisumfang QR { in 16 gleiche
Teile ein, so werden diese in gleichen Strecken auch, auf der Linie
(JR sich abdrücken, also bei der halben Drehung die Linie QR
in 8 gleiche Stücke abteilen. Auf dem Radius OR\ befindet sich
ein Punkt P; und dessen Bahn bei dem gleichzeitigen Fortrollen
des großen Kreises wird durch die Linie Phi gegeben sein. Diese
letztgenannte Kurve ist eine „Trochoide". Die Trochoide kann
also auch definiert werden als die Kurve, welche von einem Punkte
einer Radspeiche beschrieben wird, während das Rad entlang einer
horizontalen Ebene in gerader Richtung fortrollt. Einen Punkt
dieser Trochoide zu bestimmen ist, wie die Zeichnung zeigt, sehr
einfach. Setzen wir z. B. Q als Anfangspunkt des Koordinaten-
systems und QR als Abscissenachse, ferner

OQ = r,
OP^ h
Winkel Q03 = &,

so sind die Koordinaten des Punkts c 2 der Trochoide:

x = c i c 2 = et c 3 -f c 2 c 3 = rO + p sin 6,
V = c { Q= OQ + Oc { = r + p cos 9.

Denn wenn der Punkt 3 in QR von Punkt 3 des Rollkreises be-
rührt wird, ist der Mittelpunkt des letzteren von 0 nach S
gekommen, und Sr 2 = OP=p. Graphisch sind die einzelnen Punkte
der Trochoide PA 2 , also wieder z. B. c 2 , so zu finden, daß man
auf der Bahn des Rollkreiszentrums, also O/S, die der entsprechen-
den Phase der Drehung zukommenden Lagen dieses Zentrums
(also S) aufsucht, und den Winkel POc = Q03 = 0 an die über
$ verlängerte Gerade 83 anlegt (oder was dasselbe ist, Sc 2 pa-
rallel Oc zieht) und = Oc = j> macht. Oder anders und noch
bequemer: man zieht die Horizontale cr 3 , sucht ihren Schnittpunkt
mit der Senkrechten S 3 und macht c^c^ cc x . (Vgl. W. H.
White, A Manual of Natal Architecture , London 1877, p. 143).
Eine eingehende Darstellung der sogen. Trochoidentheorie der
Wellenbewegung kann an dieser Stelle schon darum nicht gegeben
werden, weil sie Kenntnis der Infinitesimalrechnung voraussetzt.
Man findet die Ableitung der im folgenden aufgezählten Formeln
in zahlreichen Abhandlungen der französischen Schiffbauingenieure
Bertin in den Memoires de la SociM Nationale des Sciences Natu-
relles de Cherbourg, tomes XV, XVI, XVII, XVIII, XXII; und
Duhil de Benaz6 in Revue maritime et coloniale, t. 42, 1874,
p. 618 ff.; ferner bei Hagen, „Wellen auf Gewässern von gleich-
mäßiger Tiefe" in den mathem. Abhandl. d. Kgl. Akademie d.
W. zu Berlin a. d. Jahre 1861, Berlin 1863: und in Hagen, Hand-
buch der Wasserbaukunst, 3. Teil, Seeufer und Hafenbau, Bd. 1,
Berlin 1863, S. 3—104. Die Abhandlung Airys, On tides and
tcaces, in der Encyclopaedia Metropolitana, vol. V, p. 282 ff. ist schwer

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Wellen in tiefem Wasser.

zugänglich. Einen vollkommen genügenden Auszug aus der Ab-
handlung Airys gab Guieysse in Liouvilles Journal des Matht-
matiques 3me Serie, vol. 1,' Paris 1875, p. 399 - 450. Vgl. auch
Lamb, Einleitung in die Hydrodynamik, übersetzt von Reift".
Tübingen 1884, S. 251 — 275. — Die Wellenbewegung behandelt
streng mathematisch Boussinesq, sur les ondes liquides perio-
diques in den Mtmoires pres. par divers Savants ä l'Acad. des Sciences
vol. XX, Paris 1872, p. 509—615. Aeltere Versuche rühren her
von: Stokes in Cambridge and Dublin Math. Journal IV, 1849;
von Earnshaw in Philo». Transactions 1860; von Froude in den
Transactions of the Institution of Natal Architects for 1862; Ran-
kin e in den Philosophical Transactions 1862; Lord Rayleigh im
Philo*. Mag. 1872. — Wir schließen uns im folgenden vorzugs-
weise an Hagen und Bertin an, welche ihrerseits an die Unter-
suchungen von Gerstner (vgl. Weber, Wellenlehre, Leipzig 1825,
§ 219) anknüpfen.

II« Die Theorie der Wellen iu tiefem Wasser.

Die Trochoidentheorie kommt ftir Wellen auf Wasser
von unendlicher Tiefe zu den im folgenden der Reihe
nach erläuterten Formeln.

Es bedeutet in denselben:
r den Radius des Rollkreises (s. Fig. 2);
h den Radius der Kreisbahnen der Wasserteilchen
an der Oberfläche, also die halbe Wellen-
höhe:

die Geschwindigkeit (Meter pro Sekunde), mit
welcher die Wasserteilchen ihre Kreisbahn
durchmessen („ Orbitalgeschwindigkeit u ) ;

z die Wassertiefe (in Meter), vom mittleren Niveau
der Oberfläche ab nach unten gerechnet;

X die Wellenlänge, d. i. der Abstand vom Wellen-
kamm zu Wellenkamm (in Meter);

c die Geschwindigkeit (Meter pro Sekunde), mit
der sich die Welle über die Wasseroberfläche
fortbewegt („ Fortpflanzungsgeschwindigkeit *).

z die Periode der Welle, d. h. die Zeit, welche
ein Wasserteilchen der Oberfläche braucht, um
seinen Umlauf zu vollenden, oder, was dasselbe,
die Zeit, welche die Welle braucht, um eine
Strecke, gleich der Wellenlänge X zu durch-
laufen (in Sekunden).

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Orbitalbewegung.

7

Ferner bedeutet k die bekannte Ludolfsche Zahl,
** die Basis der natürlichen Logarithmen (die Zahl 2,718),
M den Modulus der gemeinen Logarithmen und g den
Weg eines frei fallenden Körpers in der ersten Sekunde
(4,9 m).

Die von den einzelnen Wasserteilchen beim Vorüber-
gang einer Welle beschriebenen Kreisbahnen haben an
der Oberfläche den Radius ä, d. i. die halbe Wellenhöhe.
Aber auch alle unter der Oberfläche liegenden Teilchen
beschreiben solche Kreisbahnen, nur werden die Radien (p)
dieser letzteren um so kleiner, je tiefer die Teilchen unter
der Oberfläche liegen, und zwar gilt nach Bertin dafür
die Formel: z

p = he~ 2 *T I

oder in einer für die Rechnung bequemeren Form:

Hagen hat dafür die Formel:

p = re ~ 7.

Die Radien werden also in einer geometrischen Progression
kleiner, und kann man dieses Verhältnis nach Rankine
für alle praktischen Rechnungen genau genug wiedergeben
durch den Satz: „Drücken wir die Tiefe in Neunteln der
Wellenlänge aus, so nehmen die Durchmesser (2 p) der
Kreisbahnen für jedes zukommende Neuntel der Tiefe um
die Hälfte ab*; ist also

die Tiefe, in Bruchteilen von >. = 0, V»i 8 /»i 3 /»i \'»-> 8 /» fclc -
dann ist 2p in Bruchteilen der

ganzen Wellenhöhe (ßh) = 1, V 2 i V*> '/»i V"-» V 256 e ^*-
Wellen von 90 m Länge und 3 m Höhe sind im
offenen Ozean ganz gewöhnlich; hier ist also an der
Oberfläche 2 p = 2h = 3 m. Dagegen werden sich die
Wasserteilchen in 10 m Tiefe nur noch um 1,5 ni ver-
schieben, in 20 m Tiefe um 0,75 m, in 50 m Tiefe nur
noch 9 cm, in 100 m Tiefe aber noch nicht ganz 3 mm *),

*) Die aus der Formel I sich ergebenden genauen Werte für
2 ? sind resp.: 1,486, 0/743, 0,914, 0,00279 m.

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s

Wellen in tiefem Wasser.

also in dieser Tiefe kaum mehr merklich. Aus der Formel
indes ergibt sich, daß diese Bewegung erst in unendlicher
Tiefe völlig gleich Null wird.

Am deutlichsten werden diese Vorgänge unter der
Welle durch folgende Betrachtung werden. Man denke
sich die ganze Wassermasse im Ruhezustande zerlegt in
eine groüe Zahl von sehr dünnen Wasserfäden, deren
Achsen alsdann als gerade Linien senkrecht zur Ober-
fläche in die Tiefe führen würden. Tritt nun Wellen-
bewegung ein, so werden diese Wasserfäden zunächst
unter dem Wellenkamm sich verlängern, unter dem Wellen-
thal sich verkürzen, dabei haben dieselben aber nur im
Momente, wo sie die tiefste Stelle des Wellenthals oder
die höchste des Wellenkamms einnehmen, ihre senkrechte

Fig. 3.

Lage; sonst neigen sie sich mit ihren oberen Enden bald
nach der einen, bald nach der anderen Seite. Fig. 3 zeigt
links die verschiedenen Stellungen, welche ein und der-
selbe Faden beim Vorübergang einer Welle nach und
nach einnimmt; die rechts daneben stehende Figur gibt
die kreisenden Bahnen der einzelnen Punkte, welche über-
einander liegend den Faden bilden. Die Zeichnung ver-
längert den Faden so weit nach oben, daß die Bahn seiner
Spitze ein Wellenprofil in Gestalt der gemeinen Cykloide
ergeben würde; die Profile, welche die nächst darunter
liegenden Teilchen durch ihre Bahnen ergeben und welche
Trochoiden sind, ersieht man aus der nächsten Fig. 4.
Endlich soll Fig. 5 dazu dienen, sämtliche Wasserfäden
darzustellen, wie sie in demselben Zeitmomente in der
ganzen Ausdehnung einer Welle sich gestalten, und wenn

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Orbitalbewegung.

9

man davon absieht, daß diese Fäden eine unendlich kleine
I>icke haben, so ist jeder Faden durch die Fläche zwischen
je zwei Linien angedeutet. Man bemerkt hier, daß die

Hg. 4.

Faden im Wellenkamm schmaler sind als im Bereiche
des Wellenthals, und zwar ist dieser Unterschied um so

Fig. 5.

größer, je näher der Oberfläche wir messen. Diese Ober-
fläche selbst mußte sogar darum als Trochoide gezeichnet
werden, weil für eine Cykloide die Fäden sich im Wellen-
kamm völlig zugespitzt hätten und ihre Trennungslinien
zusammengefallen wären.

„Die hier dargestellten verschiedenen Fäden bezeichnen aber
auch die verschiedenen Formen und Stellungen, welche derselbe
Faden nach und nach einnimmt. Man denke eine Wellenlänge X
in soviele Teile geteilt, als die Periode der Welle t Zeitelemente
Af enthält. Und vor dem Beginn der Wellenbewegung, also zur
Zeit wo alle Fäden senkrecht standen und gleich lang, folglich
auch gleich breit waren, seien sie durch lotrechte Scheidungslinien
voneinander getrennt worden. Tritt alsdann die Wellenbewegung
ein, so bleiben diese Fäden noch immer voneinander getrennt und
jeder einzelne behält sein ursprüngliches Volum, während er an
die beiden benachbarten sich überall anschließt. Wie er sich
verlängert oder verkürzt, muß seine Breite in entsprechender
Weise ab- oder zunehmen. Letzteres geschieht aber nicht gleich-

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10

Wellen in tiefem Wasser.

mäßig in der ganzen Höhe, vielmehr tritt diese Veränderung vor-
zugsweise in der Nähe der Oberfläche ein. Die Breite jedes Fadens
vor dem Eintritt der Wellenbewegung war gleich c. lt. Nimmt
man nun an, daß diese in Fig. 6 dargestellte Ebene, der Richtung
der Wellenbewegung entgegen mit der Geschwindigkeit e fort-
geschoben wird, so daß sie also in jedem Zeitelemente 1t um
die ursprüngliche Breite eines Fadens, also um c. A* zurückgeht,
so rückt derselbe Faden jedesmal an die Stelle, welche die Figur
für den nächst folgenden zeigt; und die verschiedenen Stellungen
und Verbreitungen oder Verengungen, die derselbe Faden nach
und nach annimmt, kann man daher in dieser Figur erkennen.
Diese umfaßt indes keineswegs alle Veränderungen vollständig,
vielmehr setzen sie sich noch weiter abwärts fort, obwohl sie
hier immer geringer werden. Wie gesagt befindet sich die Mittel-
linie des Fadens beim Vorübergange des obersten Wellenkamms
oder untersten Wellenthals an ihrer ursprünglichen Stelle und
steht senkrecht. An allen zwischenliegenden Punkten rückt indes
der Fuß des Fadens, wie die Figur zeigt, nach der einen oder
der andern Seite und neigt sich zugleich vor- und rückwärts wie
in Fig. 3." (Hagen.)

„Man hat die Bewegung dieser Wasserfäden häufig verglichen
derjenigen der Halme eines Kornfeldes, wenn der Wind sie hin
und her schwanken und über die Aehren hin eine Welle verlaufen
lässt. Aber obschon gewisse Aehnlichkeiten vorhanden sind, so
ist doch der Hauptunterschied nicht zu übersehen: dass nämlicit
die Halme von konstanter Länge bleiben, während die Wasser-
faden sich bald verlängern bald verkürzen." (White; vgl. schon
Ilias 11, 145 fT.)

Diese Betrachtungen werden besonders den Umstand
ins Licht treten lassen, daß in einem Medium von so
geringer Elasticität, wie das Wasser ist, und unter der
Bedingung der Kontinuität, wie sie für jede Flüssigkeit
gilt, doch durch kleine Verschiebungen der Wasserteilchen
es möglich wird, daß die ganze Wassermasse in Schwin-
gungen gerät, die an der Oberfläche in Wellenform auf-
treten und, wenn einmal eingeleitet, bei der geringen
inneren Reibung des Wassers sich noch lange erhalten
können, auch nachdem die erregende Ursache selbst nicht
mehr wirksam ist.

Ferner läßt sich aus dem obigen schon unmittelbar
folgern, daß eine und dieselbe Wassermasse von mehreren
Wellensystemen gleichzeitig durchlaufen werden kann.
Da die einzelnen Wasserteilchen sich nicht zwischen ein-
ander hindurch bewegen (was eine starke Reibung er-

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Wellenformeln II bis V.

11

zeugen würde), sondern immer von ihren alten Nachbar-
teilchen umgeben bleiben, können die Wasserfaden jedes-
mal die Gestalt annehmen, welche ihre Stellung zu den
verschiedenen Wellensystemen verlangt. Wäre das Wasser
eine vollkommene Flüssigkeit (d. h. ohne alle innere Rei-
bung), so würden auch diese sich durchkreuzenden Wellen-
bewegungen bis in Ewigkeit fortdauern, so lange die
Voraussetzung der Theorie: „unendlich große Tiefe" und
.nach allen Seiten unbegrenzte Ausdehnung des Wassers"
zutrifft, was in der Natur ja nicht der Fall sein kann.

Die nachstehenden Formeln bedürfen nur kurzer Er-
läuterung.

Die Periode der Welle wird gegeben durch die
Formel

-X II

g

die Periode ist also proportional der Quadratwurzel aus
der Wellenlänge. Lange Wellen haben also immer auch
eine längere Periode als kürzere Wellen.

Die Periode ist aber fem er direkt proportional der
Geschwindigkeit, mit welcher die Welle fortschreitet:

T = - C III

g

Diese Geschwindigkeit ist demnach auch wieder
proportional der Wurzel aus der Wellenlänge:

c = Vf x IV

Da nun die Wellenlänge gleich dem Umfange des die
Cykloide erzeugenden Rollkreises ist, also

\ = 2 r

so ist auch c durch /* ausgedrückt:

c = v V

d. h. die Geschwindigkeit ist dieselbe, welche ein frei
fallender Körper besitzt, der die Strecke r herabgefallen ist.

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12 Wellen in tiefem Wasser.

Durch r kann niän auch die Periode ausdrücken,
nämlich :

was bedeutet, daß ein Pendel von der Länge r in der-
selben Zeit t eine vollkommene Schwingung macht, d. Ii.
seine Bahn erst nach der einen und dann nach der anderen
Seite zurück durchmißt.

Die Geschwindigkeit, ausgedrückt durch die Periode, ist

C = — T VII

Die Wellenlänge X lässt sich danach setzen:

* = £t» .... VIII

S *

Nachstehende Tabelle zeigt die für verschiedene Werte
von t nach Formel VII, VIII und I berechneten Daten für
die Wellenlänge, die Geschwindigkeit, und den Radius p
der Orbitalbahnen in verschiedeneu Tiefen, wenn die halbe
Wellenhöhe h gegeben ist (nach Bert in).

T

(Sek.)

X
im)

c

(■. f. Srt.)

ti

Verhältnis-^- in den verschiedenen Tiefen r =

2 m

10 m

20 in

50 m

100 m

2

6.2

3,12

0,134

0,000

0,000

0.000

0,000

8

14,1

4,70

0,410

0.012

0.000

0,000

0,000

4

25

6,20

0.605

0.080

0,007

0,000

0,000

5

39

7,81

0,725

0,200

0,040

0,000

0.000

6

56

9,37

0,800

0,327

0,107

0,004

0,000

7

77

10,93

0.848

0,440

0,193

0.016

0,000

8

100

12,49

0382

0,533

0.283

0,043

0.002

9

126

14.05

0,905

0,608

0.370

0,083

0.007

10

156

15.61

0,923

0.668

0.447

0,184

0.018

11

189

17.17 | 0,936

0.717

0,514

0,190

0,036

12

225

18.73 ' 0.946

0,756

0,572

0,247

0,061

14

306

21,85

1 0,960

0,814

0,664

0,358

0,128

16

396

24,98

| 0,969

0,863

0,728

0,452

0,205

18

506

28,10

; 0.975

0 883

0,780

0,537

0,289

20

624

'41 99

0.980

0^904

. 0.818

0,605

0,366

22

762

34.34

1 0.984

0.921

0,848

0,662

0,438

24

899

37,46 0,986

0.932

0.870

0,705

0,497

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Wellen formein VI bis XI. 18

Von der Geschwindigkeit, mit der die Welle über
das Wasser hinschreitet, ist verschieden diejenige, welche
die Wasserteilchen in ihrem Kreislauf an der Oberfläche
haben. Nennen wir diese Orbitalgeschwindigkeit r, so
ist sie

r = c- IX

r

und ihr Verhältnis zu r, indem wir r durch X ausdrücken,

~=2s£ X

C X

dieses ist also gegeben durch das Verhältnis der Wellen-
ihe zur Wellenlänge. Der Quotient h : X ist immer ein
echter Bruch, dessen Wert nach der Theorie abnehmen
kann von seinem Maximum 1 : tz (bei der Cykloide) bis
zu unendlich kleinen Größen. Die Theorie gibt also kein
festes Verhältnis zwischen Wellenhöhe und Wellenlänge,
damit also dann auch kein solches der Orbitalgeschwindig-
keit zur Fortpflanzungsgeschwindigkeit der Welle. Nach
den unten zu gebenden thatsächlichen Beobachtungen liegt
der Wert von 2h : X zwischen ^i* und woraus sich
für v eine Geschwindigkeit zwischen 0,2(32 c und 0,077 c
so daß also c 4 bis 15mal größer ist als r.
Die Orbitalgeschwindigkeit nimmt natürlich ebenfalls
mit der Tiefe ab, und zwar nach der Exponentialformel :

z

r = ce~~V XI

also auch in geometrischer Progression im gleichen Sinne
wie p nach Formel I.

III. Theorie der Wellen in flachem Wasser«

Experimente.

Während diese Formeln für die Wellen in unendlich
tiefem und seitlich unbegrenztem Wasser als unbestrittene
Errungenschaften der Analysis gelten dürfen, sind die
Vorgänge in den Wellen auf flachem Wasser keineswegs
bei den verschiedenen Autoritäten durch identische Formeln
charakterisiert. Hagen tritt sogar in seinen Unter-

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14

Wellen in flachem Waseer

suchungen über Wellen auf Wasserflächen von geringer,
aber konstanter Tiefe den Behauptungen Airys schroff
gegenüber. Dieser fahrt nämlich die Voraussetzung ein.
daß die Wellen nur eine unendlich kleine Höhe haben,
wodurch er vielfach genau zu denselben Resultaten ge-
langt, als wenn er die Wassertiefe als unendlich groß,
die Wellenhöhe aber als endlich angenommen hätte. Ferner
wird durch Airys Annahme die Bedingung der Kontinuität,
die bei allen diesen Untersuchungen obenan steht, ganz
untergeordnet. Die von Airy selbst behauptete Ueberein-
stimmung seiner theoretischen Ableitungen mit den Ex-
perimenten Scott Russells wird von letzterem bestritten,
indem dieser Airy vorwirft, daß er die ihm vorliegenden
Beobachtungen willkürlich abgeändert habe. Kurz, die
Analysis und das Experiment sind nicht in erwünschter
Eintracht.

Es wird darum gut sein, hier gleich die Resultate
experimenteller Beobachtungen einzuschalten, soweit sie
von Wilhelm und Heinrich Weber, von Scott Russell
und Hagen Übereinstimmend gegeben werden.

Zu diesen Experimenten dienten jedesmal sogenannte
„ Wellenrinnen tt , lange Kästen von gleichem rechteckigem
Querschnitt, meist mit durchsichtigen Wänden (s. unten
Fig. 21), durch welche man die Vorgänge im Innern des
Wassers beobachten konnte. Die Brüder Weber er-
regten die Wellen in der Weise, daß sie mit einem dünnen
Röhrchen eine kleine Wassersäule aufsaugten und dann
ins Wasser zurückfallen ließen. Scott Russell sperrte
mittels eines Schützes am Ende seiner mehr als 0 m langen
Rinne eine Quantität Wasser ab und gab dieser ein höheres
Niveau als dem Hauptbassin. Sobald er nun dieses Schütz
entfernte, erhielt die Wassermasse des Hauptbassins den
wellenerzeugenden Stoß. Hagen ließ durch ein Uhr-
werk eine Scheibe im Bassin in regelmäßig sich wieder-
holende Schwingungen versetzen und erzeugte so eine
tfanze Reihe von Impulsen, welche in gleichen Intervallen
aufeinander folgten. Lediglich durch Erzeugung von Wind-
wellen im kleinen auf der Oberfläche des Wasserbeckens
ist keiner der vorliegenden Versuche augestellt.

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Ergebnisse der Experimente.

15

Uebereinstimmeud ergibt sich aus diesen Experimenten
folgendes. Die Wasserfäden schieben sich in seichtem
Wasser am Boden hin und her, während nach der für un-
endliche Tiefen gegebenen Theorie sie mit ihrem unteren
Ende als fest wurzelnd angesehen werden können. Da-
gegen zeigen die oberen Enden der Wasserfaden neben
ihrer Verlängerung und Verkürzung auch ein Ueberneigen
bald nach vorn, bald nach hinten, die Wasserteilchen be-
schreiben also auch hier geschlossene Bahnen, die an der
Oberfläche nach Hagen wie nach Weber von Kreisbahnen
gar nicht oder nur wenig verschieden sind. Dabei bleibt
bei Hagen der horizontale Durchmesser dieser Bahnen
sich durch die ganze Wassersäule fast gleich, bei Weber
ist die horizontale Verschiebung der Teilchen an der Ober-
fläche am größten, nimmt dann erst langsam ab, näher
dem Boden aber wieder ein wenig zu (Wellenlehre § 104).
Dagegen nimmt die vertikale Verschiebung der Teilchen
je näher diese dem Boden liegen, um so mehr ab und
verschwindet am Boden selbst vollständig. Alle Teilchen
eines Wasserfadens befinden sich in der gleichen Phase
ihrer Bewegung. Es schreitet also, wie im unendlich
tiefen Wasser, eine und dieselbe Welle in jeder beliebigen
Tiefenschicht mit der gleichen Geschwindigkeit durch das
Wasser hin (Weber § 116, S. 141). Sehr wichtig ist
jedenfalls, daß in den oberflächennahen Schichten, wo die
reibende Wirkung des Bodens aufhört, die Teilchen sich
in ähnlicher Weise bewegen , wie in unendlich tiefem
Wasser: und zwar sind nach Hagen wie nach Weber die
Orbitalbahnen um so ähnlicher dem vollen Kreise, je tiefer
das Wasser in der Wellenrinne steht.

Nach Airys Theorie haben die Orbitalbahuen der
Wasserteilchen die Gestalt von Ellipsen, welche in den ein-
zelnen untereinander liegenden Elementen desselben Wasser-
fadens sämtlich gleiche absolute Excentricität (s) haben,
in denen also die beiden Brennpunkte jedesmal gleich-
weit voneinander entfernt sind, wobei die horizontale halbe
Achse a am Boden des Bassins gleich s wird, während die
vertikale halbe Achse ß hier verschwindet. Die Rechnung
zeigt , daß alsdann zwei untereinander liegende Bahnen

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10 Wellen in flachem Wasser.

nicht in derselben Zeit durchlaufen werden, was in der
That gegen die Kontinuitätsbedinguug streiten würde.
Ebenso wie diese Orbitalgeschwindigkeit variabel ist, so
ist auch die Fortpflanzungsgeschwindigkeit und die Periode
der Welle in den verschiedenen untereinander liegendeu
Schichten bei Airy von dem variablen Verhältnis von ß
zu ol abhängig, nämlich

t== vj-f ,x m

also in den verschiedenen Tiefen ungleich! Das alles würde
zur Folge haben, daß in Wasser von endlicher Tiefe die
Wellenbewegung sich selbst jedesmal zerstörte, was den
Beobachtungen im Experiment wie in der Natur wider-
streitet, wo die Wellen auch in flachem Wasser sich ganz
regelmäßig ausbilden.

Aus Airys Rechnung ergibt sich für das Verhältnis
der beiden Halbachsen die Formel:

2k(p-z) — 2rc(p—z) 4k (p z)

XXX

_ß £ —£ e —1

a 2 k (p—z) — 2iz(p—z) Ak(p-z) 1

X X X

e -\-e e

worin p die ganze Wassertiefe bedeutet, z den Abstand
der betreffenden Wasserschicht von der Oberfläche. An
dieser letzteren selbst ist z = 0, alsdann wird obige
Formel

2xp —2r*p 4np

X X X
ß 0 ä_ e —e e

XIV

X X X

e +f e +1

Airy hat jene Schwierigkeiten seiner Formeln zwar selbst
auch erkannt (was bei einem so ausgezeichneten Analytiker

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Untersuchungen von Airy

17

selbstverständlich ist), doch erachtete er trotzdem seine
Resultate in der doppelten Einschränkung noch für
brauchbar, daß er einmal die Wellen als unendlich klein
annahm und zweitens die Geschwindigkeit der Welle nur
nach den Vorgängen in der Oberflächenschicht bestimmte,
daher der Quotient ß : a in XII und XIII den Wert hat,
wie er aus XIV sich ergibt (vgl. darüber auch Bertin in
den Mtm. Soc. Cherbourg, XVII, 1873, S. 292 f.).

Obige Exponentialformeln gewinnen unter diesen
Voraussetzungen allerdings eine gewisse Brauchbarkeit,
und praktisch sind sie meist nur in folgenden zwei Grenz-
fallen zu verwenden: 1) bei den gewöhnlichen Wellen, wo
der Quotient p : X im Exponenten eine ganze Zahl ergibt,
sobald die Wassertiefe größer ist als die Wellenlänge,
was im offenen Meer ja immer der Fall ist. Dann werden
die Potenzen von e so große Zahlen, daß es nichts ver-
schlägt, ob wir sie um 1 vergrößern oder verkleinern.
Mit anderen Worten wird alsdann a fast genau gleich ß,
und die Fortpflanzungsgeschwindigkeit folgt demselben
Gesetz, wie für Wasser von unendlicher Tiefe (vgl. oben IV):

Selbst wenn die Wassertiefe sich bis auf 1 2 X verringert,
so wird der Quotient ß:a noch nicht kleiner als 0,99t);
setzt man ihn gleich 1, so wird der Fehler dadurch kaum
ein halbes Prozent.

2) Der zweite Grenzfall tritt bei den Flutwellen und
den durch Erdbeben erzeugten Stoßwellen ein: hier ist
die Wassertiefe immer sehr klein gegenüber der Wellen-
länge, der Quotient p : X also ein sehr kleiner Bruch, der
jedenfalls aber kleiner sein muß als 0,001, d. h. die
Wellenlänge muß mindestens tausendmal größer sein als
die ganze Wassertiefe (Airy § 171). Um alsdann die
Formel handlicher zu gestalten, entwickelt man die Ex-
ponentialgrößen im Zähler und Nenner in Reihen, welche
nach ausgeführter Division und Vernachlässigung aller
höherer Potenzen von p : \ in erster, aber genügender
Annäherung ergeben, daß

Krümmel, Ozeanographie II« 2

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18 Wellen in ilachem Wasser

also

** = 2gp XV

Wir werden später auf die Verwendung und Prüfung
dieser beiden Formeln zurückkommen, welche übrigens
bereits 1788 von Lagrange auf einem anderen Wege der
Analysis gefunden worden sind. Formel XV, welche in
der Litteratur meist die Airysche, bisweilen auch die
Scott Rüssel Ische genannt wird, sollte daher eigentlich
nur den Namen Lagranges tragen.

In den Fällen aber, wo eine genauere Rechnung nötig'
wird und die eben erwähnten Grenzfälle nicht vorliegen,
kann man nach Stokes die Exponentialformel durch Ein-
führung eines Hilfswinkels sich für die logarithmische
Rechnung bequemer machen. Setzt man nämlich

-

2:: p

e = cos

so erhält man nach einer elementaren Rechnung

und daraus:

r,* = £ X • rv« 2$ . . . . XVII

x = — XVI11

g cos 2$

Für die meisten Fälle dürfte auch folgende von
Bertin berechnete Tabelle ausreichend sein, welche für
das Verhältnis von p : X zwischen 0,025 und 0,5 die ent-
sprechenden Werte von ß : a an der Oberfläche gibt (Mim.
de la Soc. des Sciences X<du>\ de Cherbonry, XVII, 1873.
p. 206).

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Wellenformeln XV bis XIX. 19

p

4

k

0,025

0,050

0,075

0.100

0,125^0,150

0,175

0,200

0,225

0,250

3

- =

L

0,156

0,304

0,4:*9

1

0,551

0,656

0,736

0,800

0,850

0,888 1 0,917

P _
\

0,275

0,300

0,325

0,350

0,875

0,400

0,425

0,450

0,475

0,500

y .

0.989

0,955

0,968

0,976

0,980

0,987

0,990

0,993

0,995

0,996

Die gleiche .Annahme der elliptischen Gestalt der
Orbitalbahnen finden wir auch in den umsichtigen Unter-
suchungen von Boussinesq „über periodische Wellen in
einer Flüssigkeit von gleicher, begrenzter Tiefe". Diese
mögen darum, obwohl der Zeit nach viel jünger als die
Hagens, schon hier folgen. Für die Beziehungen zwischen
der Geschwindigkeit und der Wassertiefe gibt er folgende
grundlegende Gleichung:

e " - e te )

IC

. 9 e " + , ZC )=0. . XiXa
Hieraus wird angenähert abgeleitet:

= ■ ■ • xix b

Hierdurch haben wir also eine Formel, welche die Ge-
schwindigkeit außer von der Wassertiefe nur noch von
der Periode z abhängen läßt, also den in den einzelnen
übereinanderliegenden Schichten variabeln Quotienten ß : a
vermeidet. Führt man die Bedingung ein, daß p : zc ein
sehr kleiner Bruch sei, was also sowohl bei großer Wellen-
länge (xc = X), wie bei großer Wellenperiode z der Fall
ist, so wird der in der Formel XiXb eingeklammerte
Faktor nahezu gleich 1, und wir erhalten Airys Formel XV.
Besteht hingegen die Bedingung, daß z eine kleine Größe
(also etwa der Bruchteil einer Sekunde) ist, so daß also

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20

Wellen in flachem Wasser

der Quotient p : x* = 1 oder < J wird , so ergibt sich
aus XIX a für c die Formel VII:

also ein Abhängigkeitsverhältnis zwischen c und t wie bei
unendlicher Wassertiefe. Nirgends erscheint bei Boussinesq
die Annahme, daß die Wellen hierbei unendlich klein
sein müssen, wie bei Airy, und so ergibt sich denn auch
weiterhin, data die Geschwindigkeit c in allen Wasser-
schichten dieselbe ist: die Wellen schreiten vertikal stehend
durch das Wasser. Die Orbitalgeschwindigkeiten hat
Boussinesq nicht besonders untersucht; über die ellipti-
schen Bahnen selbst sagt er, daß die vertikalen Halb-
achsen immer kleiner sind als die horizontalen, dabei alle
Ellipsen (wie bei Airy) die gleiche absolute Exzentrizität
haben. Am Boden ist die vertikale Halbachse ß = 0 ;
sie wird größer, je mehr man vom Boden sich erhebt,
und wird an der Oberfläche nahezu = a, sobald der
Quotient ß:t 2 klein bleibt, also kleiner als 1 (oder höch-
stens gleich 1) wird.

Die horizontale Halbachse ist ebenfalls wie bei Airy
am Boden gleich dem Abstand der beiden Brennpunkte
der Ellipsen, und wächst gleichfalls mit der Annäherung
an die Oberfläche. Das Verhältnis ß : a in verschiedenen
Tiefenschichten wird bei Boussinesq durch folgende ein-
fache Tabelle charakterisiert, deren Argument das Ver-
hältnis p : ic (= p : X) ist.

Für p:zc =

1

v<

i*

£ : oc =

$:ot =

ß:a =

an der Oberfläche . . .
in der Tiefe V* V • • .

n » » V* P • • •

0,9999
0,9997
0,9970
0

0.9960
0,9860
0.9171
0

0.9174

0.8268
0,6558
0

0,8502
0,7358
0,6109
0

Hagen war der Ueberzeugung, daß wenn die An-
nahme Airys zu Grunde gelegt wird, daß die Wasser-

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Untersuchungen von Boussineeq und Hagen. 21

teilchen an der Oberfläche in elliptischen Bahnen kreisen,
man immer wieder zu der weiteren Annahme geführt
würde, daß die Wellenhöhen unendlich klein seien. Er
schlug nun nicht, wie Boussinesq, einen anderen Gang der
Untersuchung ein, sondern veränderte die Gleichung der
Ellipse so, dass die vertikalen Halbachsen sowohl nach
oben wie nach unten hin etwas größer werden:

x = % sin y

y = ß cos <p -f 7 cos ¥*-
Damit erhielt er zwar eine Kurve, die der von ihm ex-
perimentell beobachteten Bahn der Wasserteilchen sehr
nahe kam, geriet aber schließlich dennoch in dieselben
Schwierigkeiten, die er an Airy tadelt. Nennt man der
Kürze wegen das Verhältnis ?:ß = a, wo o einen sehr
kleinen Bruch bedeutet, so ergibt sich nach Hagen folgendes :
Die Wellenlänge ist

2apz .. ct. /. 1 9 . 3 , \

Den in der Klammer eingeschlossenen Faktor kann man
indes seines von 1 nur wenig abweichenden Wertes wegen
ganz vernachlässigen, erhält also genähert:

X = 2xp j

Die Fortpflanzungsgeschwindigkeit ist:

■ » - 2 SP

oder genähert

3 OL 2

3 a 2

0 8

XXI a

wenn man auch hier wieder die höheren Potenzen von s
vernachlässigt. Setzt man in dieser Gleichung, Airys An-
nahme unendlich kleiner Wellen folgend, ß : a = 0, so
erhält man die Lagrangesche Formel XV:

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22 Wellen in flachem Wasser.

*

Andrerseits aber ergaben die Beobachtungen Hagens. daß
a an Größe so wenig verschieden von ß war, daß ohne
großen Fehler meist ß : a = 1 gesetzt werden darf; dann
wird aus XXI a die neue Formel:

c Ä = 3g jj

Versucht mau c in der Formel XX auszudrücken durch *
nach Gleichung XIX, so wird

r» = ^- *

* 7 _ III

und bei der Bedingung a = ß:

2k

Unter der gleichen Bedingung erhält Gleichung XIX die
einfache Form:

X = »xp XXIII

und aus XII und XXIII ergibt sich dann die Periode

t = ^y^ XXIV

Die Orbitalgeschwindigkeit der Wasserteilchen wird
bei Hagen in den einzelnen Phasen der Bahn nicht gleich,
sondern folgt dem Gesetze:

v = (1 — 2l cos <p 3 ).

Die geringste Geschwindigkeit tritt daher im oberen Schei-
tel oder Wellenkamm ein, wo sie

3

v min. = j e (1 — 2v\
die größte im Wellenthal, wo sie wird

v max. — [ - c (1 +21).

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Beobachtungen der Brüder Weber. 23

Setzt man s, nach einer Beobachtung z. B. = 0,033, so
verhalten sich die beiden Extreme wie 88 : 100. Der
mittlere Wert von v aber ist:

v = ^-c XXV

P

Eine ganz elementare Ableitung dieses Ausdruckes wird
bei einer späteren Gelegenheit gegeben werden. Der
Wert von r ist um so geringeren Schwankungen aus-
gesetzt, je größer die Wassertiefe vergleichsweise zur
Wellenhöhe (2ß) ist oder je kleiner s wird.

Vergleichen wir nunmehr die Resultate der Experi-
mente in der Wellenrinne mit den Formeln von Airy und
Hagen, so ergibt sich folgendes.

Die Messung der Geschwindigkeit, mit der die
Welle über das Wasser fortschreitet, ist eine schwierige,
und die Beobachtungsfehler werden dabei sehr beträcht-
lich, so daß sie nur in langen Reihen sich einigermaßen
ausgleichen.

Was die Beobachtungen von Ernst Heinrich und
Wilhelm Weber betrifft, so sind dieselben zwar an sich
mit großer Zuverlässigkeit ausgeführt, leider aber aus
anderen Gründen unbenutzbar (vgl. Wellenlehre § 132 bis
137). Die Weber benutzten nämlich zwei Wellenrinnen,
von denen die kleinere (im Lichten) maß: Länge 1,733 m,
Höhe 0.22 m, Breite nur 15,1 mm. Die enrößere war
doppelt so lang und breit, aber 0,63 m hoch. Folgende
Tabelle bezieht sich in den ersten fünf Rubriken auf
Messungen in der kleineren Weilenrinne. Die an sechster
Stelle aufgeführten Resultate, aus der größeren Wellen-
rinne gewonnen, sind streng genommen den vorigen nicht
vergleichbar, weil der die Welle hier erzeugende Impuls
etwas anders bemessen war. Zum Vergleich sind auch
die Werte von c aufgenommen, wie sie sich nach Airy,
Formel XV ergeben würden. Die Zahlen bedeuten sämt-
lich Millimeter.

Wassertiefe p = . . . 27.1 54.1 81,2 108.3 102.4 (022.6)
Beob. Geschwindigkeit . 550 763 850 900 941 (1721)

* = >l2gl> 516 728 893 1031 12G2 (2471)

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24

Wellen in flachem Wasser.

Man sieht, dass die beobachteten Geschwindigkeiten bei
den größeren Tiefen sehr erheblich hinter den aus For-
mel XV abgeleiteten zurückbleiben. Die Ursache dieser
Erscheinung ist zum Teil in den ungünstigen Dimensionen
der Wellenrinne zu suchen. Bewegungen in einer Wasser-
masse von nur 15 mm Breite unterliegen einer sehr wirk-
samen seitlichen Adhäsion, wodurch denn in jener Be-
obachtungsreihe nur da« allgemeine Gesetz erkennbar bleibt:
in tieferem Wasser ist die Geschwindigkeit der W T ellen
größer als in flacherem.

Unter günstigeren Verhältnissen sind die Messungen
von Scott Russell angestellt (Report of the 14 th meetiriy
of the British Association for the advancemettt of science etc.
London 1845, p. 311 — 392). Leider hat er sich vorzugs-
weise mit einer Art von W r eilen beschäftigt, welche anderer
Entstehung sind als die Windwellen des Meeres, nämlich
mit sogen. „Uebertragungswellen* (teures of translation).
Solche Welle bildet eine isolierte Erhebung ohne voran-
gehendes oder nachfolgendes Wellenthal, welche einsam
(nicht in Scharen wie die Windwellen) über die sonst
ebene Wasserfläche dahin eilt (daher auch „ Einzelwelle \
solitary wave, genannt), und die er, mehrfach reflektiert,
viele Male die über (5 m lange und 0,3 m breite Wellen -
rinne durchmessen ließ. Diese Welle zeigte sich stets
in ihrer Geschwindigkeit abhängig von der Wassertiefe
nach der empirischen Formel

c = V ; *£ '(/> + *),
wo Ii die Erhebung der Welle über das mittlere Niveau
bedeutet 1 ). Wie man hieraus sieht, liegt der Wert von
c immer zwischen den beiden aus Formel XV und XXI

\ 2gp und \3gp folgenden. Danach bewegen sich also
seine „Uebertragungs wellen* 4 mit derselben Geschwindig-
keit, wie im allgemeinen die Wellen auf flachem Wasser.

') Vgl. namentlich Tabelle IX bei Russell a. a. 0. S. 83i>.
Ueber die analytische Ableitung dieser Formel vgl. Boussinesq
in Comptes rendua vol. 72, 1871. p. 755 und vol. 73, 1871, p. 257 ff.
und 1211: Journal des mathrmatique» (de Liouville) 1872. XVII,
p. 55; 1873, XVIII, p. 47.

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Ruseells Uebertragungswellen.

25

Die „Uebertragungswellen 4 * sind für die Vorgänge im Meer
nicht von Bedeutung, wohl aber im Mündungsgebiete der Flüsse,
wo die Gezeiten welle als solche aufzutreten scheint. Der fran-
zösische Ingenieur Caligny bat übrigens nachgewiesen, daß
es zwei Arten von Uebertragungswellen gibt, die er als onde
solitaire und onde de translation im engeren Sinne bezeichnet.
Die „Einzel welle" wird erzeugt, indem man eine Wassermasse
plötzlich auf eine vorher ruhende Wasserfläche, etwa in einen
schmalen und langen Kanal, verpflanzt; alsdann entsteht eine
Aufwulstung von breiter Basis und relativ geringer Erhebung
über dem alten Niveau, welche sich durch die ganze Länge des
Kanals hin fortbewegt, ohne daß ihr andere Wellen folgten oder
vorangingen. Die „Uebertragungswelle" im engeren Sinne wird durch
seitlichen Stoß gegen das Wasser erzeugt, beispielsweise von jedem
in Fahrt befindlichen Fahrzeug. So entdeckte sie Scott Russell,
als er auf einem von Pferden gezogenen Kanalboote reiste: das
Boot hielt plötzlich an, und trotzdem setzte die vor dem Bug
aufgeworfene Welle ihren Weg noch mehrere hundert Meter fort
mit einer konstanten, von der Wassertiefe abhängigen Geschwin-
digkeit. In beiden Wellen findet thatsächlich ein Transport von
Wasser über die Oberfläche des Kanals hin statt, es wird also ein
Quantum Wasser von der einen Stelle nach der anderen „über-
tragen 4 *, während doch bei den Wind wellen nur die Form der
Welle durch das Wasser hinschreitet. Caligny's Untersuchungen
ergaben, daß seine eigentliche onde de translation abhängig war
von der Stärke des Impulses. Seine Wellenrinne nämlich hatte
eine Länge von 24 m, eine Breite von 0,73, eine Tiefe von 0,42 m,
die Impulse erregte er durch Einführen von schweren Cylindern
in regelmäßigen Intervallen: je größer der Cylinder im Verhältnis
zum Querschnitt des Kanals war und je tiefer er eingetaucht
wurde, desto größer war die Geschwindigkeit der Uebertragungs-
welle, bei übrigens gleicher und konstanter Wassertiefe. Seine
vndes solitaires zeigten diese Variabilität nicht: diese hatten bei
gleicher Wassertiefe und gleicher Wellenhöhe aber dieselbe Ge-
schwindigkeit, wie die gewöhnlichen Wellen {ondes courantes).
In den beiden Arten von Uebertragungswellen beobachtete Caligny,
daß die Wasserteilchen geschlossene Bahnen zurücklegten, welche
am Boden in einem Hin- und Herschieben bestanden, während sie
je näher nach der Oberfläche desto mehr eine elliptische Gestalt
annahmen; dabei war regelmäßig die vertikale Achse dieser
Bahnen größer als die horizontale, was schon Emy 1831 behauptet
hatte, während nach den Beobachtungen der Brüder Weber und
Hagens allemal die horizontalen Achsen die größeren waren, wie
solches auch in den Theorieen von Airy und Boussinesq angenommen
wurde. Boussinesq ist der Ansicht, dass diese Verlängerung der
Vertikalachsen auf die Reibung zurückzuführen sei. Ueber einen
von Caligny und Bertin gemeinsam angestellten Versuch über
die absoluten Werte von 2a und 2ß in verschiedenen Tiefen be-
richtet der letztere {Mem. Soc. Cherboury, XXII, 1879. p. 179). Die

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20 Wellen in flachem Wasser.

Wassertiefe in der Rinne betrug 0,36 m, die Wellenperiode 1 Sek.,
die Wellenlänge 1,30 m, die Wellenhöhe 0,06 m.

Tiefenschicht

iioniünioic
Achse 2 a =

> crilKHIC

Achse 2? t=

(m)

(m)

An der Oberfläche (z = 0) .
In 0,09 m Tiefe (z = \*p) .

n 0,18 „ n = V* •
„ 0,27 „ n (Z = » 4 .

Am Boden der Rinne (z = p)

0,055
0,040
0,032
0,027
0,020

0,000
0,029
0.018
0,009
0.000

Wenn ferner Caligny an dem Boden der Rinne liegende
Sandkörnchen sich unter der (echten) Uebertragungswelle zwar
erst vorwärts (im Sinne des Fortgangs der Welle), dann aber um
eine erheblichere Strecke rückwärts sich verschieben sah, so be-
ruhte das wohl auf der Art, wie er die Wellen erzeugte (Comptes
renduH LH, 1861, p. 1309 [auch Cialdi, Sul moto ondoao dd mare,
p. 601-632]-, XVI, 1843, p. 381: XIX, 1844, p. 978; Journal de»
mathtm. [de Liouville] XIII. 1844, p. 93; 2™ serie XI, 1866, p. 235).

Eine den Windwellen vielleicht Sihulichere Erschei-
nung erzeugte Russell, indem er einen schweren Körper
durch seine 4 Zoll = 101,6 mm tief mit Wasser gefüllte
Wellenrinne schleifte und alsdann die im Rücken des
Körpers sich bildenden Wellen nach Länge und Ge-
schwindigkeit beobachtete. Diese Werte nahmen je weiter
nach rückwärts desto mehr ab, und wenn wir die von
ihm jedesmal verzeichneten längsten und schnellsten
Wellen als die frischsten ansehen dürfen, so kam deren
Geschwindigkeit mit 1408 mm ziemlich genau dem aus
der Formel XV sich ergebenden Wert von 1412 mm gleich.
Doch muß ich bekennen, daß mir seine auf diese Ex-
perimente bezügliche Darlegung (Russell a. a. O. S. 867)
an vielen Unklarheiten zu leiden scheint, während er
offenbar den von ihm entdeckten „Uebertragungs wellen*
den besten Teil seiner Sorgfalt wie seines Scharfsinnes
zugewandt hat.

Hagen, dessen Apparat eine exakte Bestimmung
der fortschreitenden Geschwindigkeit der Wellen nicht
begünstigte, stellt die Resultate seiner Experimente in

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I

Experimente von Hagen.

27"

folgender Tabelle zusammen; jede Zahl für c ist das Mittel
aus je 10 Einzelmessungen. Die Zahlen sind aus dein
rheinländischen Maß in Millimeter umgerechnet (Hagen,
Wasserbau III, 1, S. 67).

26,2
39,2
52,3
65,4
78,5

„Man bemerkt, 4 * sagt Hagen, „daß die beobachteten
Geschwindigkeiten jedesmal zwischen die beiden berech-
neten fallen, daß sie aber namentlich bei den größeren
Wassertiefen sich den letzteren Werten (c") nähern. Die
Differenz c" — c wird also immer geringer, wie der Ein-
fluß der Reibung sich vermindert, und sonach darf man
wohl annehmen, daß dieser Ausdruck c" an sich richtig
ist, jedoch die Resultate der Messung nicht scharf wieder-
geben kann, weil er die Reibung nicht berücksichtigt.*

Wellenmessungen in See, aber auf flachem Wasser,
wobei außer den Größen X, t, c, h auch jedesmal die
Wassertiefe p genau angegeben wäre, sind in der Litte-
ratur sehr spärlich zu finden. Bert in berichtet (M£m.
soc. Cherbourg, XVII, 1873, p. 298) von zwei Messungen
des Schiffsbauingenieurs Duhil de Benaze, die sich auf
Dünungen von erheblicher Länge beziehen, wo also die
Bedingung bei Airy und Boussinesq, daß p : X ein kleiner
Bruch sei, zutrifft. Er beobachtete nämlich:

V

c

K

T

h

u I y/ügp

m

i p. Sek.

m

m

m

m in

m

9
9

11,4
11,0

160
190

14

14,5

0,4
0.7

1.00 j|| < .
1.65 |[j

} 11.5

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*28

Wellen in Uacliem Wasser.

Man hat hier, besonders im zweiten Falle, Orbital-
balinen von großer Exzentrizität vor sich (a bedeutet die
horizontale, // die vertikale Halbachse der elliptischen
Bahn); in diesem Falle ergibt sich abermals, was die
Geschwindigkeit betrifit, eine entschieden größere An-
näherung an Hagens Fonnel XXI wie an die Formel XV
Airys oder XIX Boussinesqs.

Keiner dieser beiden Formeln günstig ist dagegen
eine zweite Beobachtungsreihe, welche Hagen publiziert
hat uud bei der das Verhältnis von p : X nur wenig kleiner
als 1 ist.

Nachstehende Tabelle enthält Daten über Geschwin-
digkeit und Länge von Wellen, welche Kapitän Knoop in
der Ostsee (I, II) und im Oderhaff (III) bei Swinemünde
auf ziemlich kleiner, aber gleichmäßiger Tiefe auf Hägens
Veranlassung gemessen hat.

der
Beob.

Geschwindigkeit

Länge

Waswr-

m per Sek.

in

liefe
in

beob.

beob.

=

s/

- — <?'
S

1
11
III

5,65
8,48
4,39

8,24
8,80
3,49

7,5

94
0,6

9.1
11,2

8,0

9,44

7,85

53,3
27,6

6,17
5,20

9,2o
7.80

Die Zahlen zeigen, daß für diese Wellen die aus der
Wassertiefe (nach XV, XXI, XXII und XXIII) berechnete
Geschwindigkeit und Länge viele Male größer ist als die
beobachtete. Dagegen bewährt sich die ftir unendliche
Tiefe geltende Beziehung zwischen \ und c vollkommen
(vgl. die letzte Rubrik der Tabelle), wie übrigens nach
den Erörterungen Boussinesqs zu erwarten war, welcher
Formel XV nur dann für anwendbar erklärt, wenn der
Quotient p}* oder tz-xc ein sehr kleiner Bruch ist. In der
That werden wir im nächsten, die Gezeiten behandelnden
Kapitel eine große Anzahl von Beispielen finden, in denen
sich die Lagrangesche Formel unter der von Boussinesq
und Airy gegebenen Bedingung völlig bewährt.

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Beobachtungen von Hagen.

29

Hagen kommt nun auf Grund dieser Beobachtungen zu der
Ueberzeugung, daß bei mäßiger Wassertiefe ein doppeltes System
der Wellenbewegung sich ausbilde: ein unteres, unmittelbar über
Hern wagrechten Meeresboden, wo die Wasserfäden in senkrechter
Stellung sich hin und her schieben, was (nach einer hier nicht
naher interessierenden Ableitung) bis zu einer Höhe vom Boden
r = X: fr: = 0,1592 X oder rund l /« der Wellenlänge, der Fall wäre;
zweitens ein oberes, wo die Wasserfäden und Orbitalbahnen sich
verhalten würden wie im Wasser von unendlicher Tiefe, während
in der Uebergangsschicht sich die abgeflachten Orbital bahnen des
unteren Systems in Kreise vom Radius ß verwandeln. Nur wo-
fern die Wassertiefe überhaupt nicht V# der Wellenlänge erreicht,
würden ausschließlich die Regeln für das Flachwassersystem
(XV ff.) zur Anwendung gelangen. Dabei ergibt sich indes
allerdings die Schwierigkeit, daß nach Hagens Formeln die Fort-
pflanzungsgeschwindigkeit der Welle an der Oberfläche und in
der Bodenschicht nicht gleich wird, sondern, wie Hagen selbst
hervorhebt, gemäß XXII und IV sich verhält wie y/3 zu ^2, oder
angenähert 9 zu 11. Ob ein solcher Unterschied überhaupt nur
ein scheinbarer, speziell Hagens Formeln anhaftender ist, oder
in der Natur bei der starken Reibung am Boden sich erhalten
kann, muß dahingestellt bleiben; in den Wellenrinnen war die
Geschwindigkeit oben und unten gleich.

Hagen hat alsdann unter der Voraussetzung, daß die dem
Wasser mitgeteilte Bewegung sich so gestaltet, daß die Reibung
vergleichungsweise zur lebendigen Kraft ein Minimum wird, einige
Formeln entwickelt, aus denen bei bekannter Wellenlänge (also
Tiefe der Uebergangsschicht über dem Boden) man den Ausschlag
der Wasserfäden (a') über dem letzteren berechnen kann (Mathemat.
Abh. Berl. Akademie a. d. Jahr 1861, S. 67 ff.), nämlich:

worin

XXVI

XXVII

wo p die halbe Wellenhöhe, P die ganze Wassertiefe bedeutet.
Die Formeln sind bei Hagen zur Berechnung von Tabellen ver-
wendet; sobald P, p und r (aus der Wellenlänge) bekannt sind,
ist »' unmittelbar zu linden aus der zweiten der obigen Formeln.
Bei den oben angeführten Beobachtungen des Kapitäns Knoop
waren die mittleren Wellenhöhen im I. Fall 0,53 m, im II. Fall
0,63 m. Aus Hagens Formeln berechnen sich die Wellenhöhen
zu resp. 0,529 und 0,602 m, also sehr gut übereinstimmend. Und
a' hatte danach die Werte resp. 3,73 und 2,73 mm, wobei die
Zeit, in der im ersten Falle 2a' durchmessen ward, zu nur 1,036

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30

Wellen in llachem Wasser.

Sekunden sich ergab. — Es mag indes dahingestellt bleiben
ob diesen Formeln wirklich diejenige Brauchbarkeit zukommt,
die Hagen ihnen beilegt.

lieber das Verhalten der Orbitalbahnen in den ver-
schiedenen Tiefenschichten liegen aus dem Meere irgend-
welche Messungen nicht vor; auch über die Maximaltiefe,
bis zu welcher überhaupt die Wasserteilchen eine merk-
liche Bewegung unter der Welle ausführen, können wir
nur nach Indizien urteilen. Wir werden in einem der
folgenden Abschnitte sehen, date lange und hohe Wellen
aus der Tiefsee über die Küstenbänke tretend hier und
da schon bei 200 m Tiefe branden; ferner könnte man
aus den Verletzungen, welche Telegraphenkabel auf stei-
nigem Grunde noch in 1200 — 1800 m erfahren, noch auf
eine entsprechende Wirkung großer Sturmwellen bis in
diese Tiefe hinab schließen (s. Annalen der Hydrographie
1883, S. 0). Das einzige Sichere beschränkt sich auf das,
was Aime durch Experimente konstatiert hat, nämlich
daß bei starkem Seegang auf der Reede von Algier noch
in 40 m Tiefe erhebliche Verschiebungen der Wasser-
teilchen stattfinden. Ebenso ist aus dem Auftreten von
„ Wellenfurchen tt im Sande des Meeresbodens geschlossen
worden, daß solche Verschiebungen noch in 180 m Tiefe
vorhanden seien, während die experimentellen Unter-
suchungen der Brüder Weber (Wellenlehre § 106) er-
geben hatten, daß Bewegungen der Wasserteilchen am
Boden ihrer Wellenrinne durch Vergrößerungsgläser und
sogar mit bloßen Augen wahrnehmbar blieben in einer
Tiefe, welche der 350maligen Höhe der Wellen entsprach.

Aime berichtet über seine Beobachtungen in den Annales
de chimie et de physique (3 rae ser.), tome V, 1842, p. 417 ff. (vgl.
Poggendorffs Annalen 1842, Bd. 57. S. 584). Die von ihm an-
gewandten Methoden müssen sehr originell genannt werden. Er
versenkte eine Bleiplatte von 60cm Durchmesser, in deren Mitte
eine Art Kreisel von Holz an einer kurzen Schnur befestigt war.
In ruhigem Wasser nahm dieser Kreisel durch seine Schwimmkraft
gehalten eine Stellung senkrecht zur Platte ein; bei einem rhyth-
mischen Hin- und Herschieben der Wasserteilchen am Boden da-
gegen, wie die Theorie erwarten ließ, mußte der Kreisel bald
auf die eine, bald auf die andere Seite gebeugt werden. Ener-
gische Bewegungen konnten ihn daher bis zur Platte selbst nieder-

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Beobachtungen von Aime.

31

beugen, nnd an dem Heizkörper des Kreisels angebrachte Eisen-
spitzen maßten alsdann auf der Bleiplatte ihre Spuren eindrücken.
Sowohl am Boden in 11, 18, wie in 28 ra Tiefe waren die Ver-
schiebungen der Wasserteilchen stets kräftig genug, um die
Bleiplatte mit symmetrisch einander gegenüber liegenden Ein-
drücken der Kreiseldomen zu versehen. Einmal ging sogar der
Kreisel ganz verloren. Die Höhe der von Norden in die Reede
von Algier einlaufenden Dünung überstieg dabei nicht 3 m. Als
Aimes Apparate in eine Tiefe von 40 m (bei 1000 m Abstand vom
Strande) versenkt wurden, ergab sich zwar, daß die Platte trotz
hober See während eines vollen Monats nur ganz schwache Narben
seitens der Kreiselspitzen empfangen hatte; ein wiederholter, aller-
dings nur auf 14 Tage ausgedehnter Versuch ließ trotz gleich
hoher See die Bleiplatte völlig intakt. Indes die ganze Kon-
struktion des Apparates garautirte eine unbegrenzte Nachgiebigkeit
des Kreisels keineswegs, vielmehr war derselbe doch nur geeignet,
auf Bewegungen zu reagiren, die einen bestimmten Widerstand
zu überwinden bereits stark genug waren. Außerdem ist zu
bedenken, daß der Kreisel eine Höhe von 25 cm, die Schnur, die
ihn mit der Platte verband, etwa 10 cm Länge besaß, die Dornen-
spitzen also mit einem Radius von ca. 25 cm (nach der Zeichnung
Aimes) ihre Bögen beschrieben. Darum ist anzunehmen, daß
die Verschiebungen der Wasserteilchen selbst in der oben ge-
nannten Tiefe noch Amplituden von 50 cm überschritten haben
müssen. Sonst würden die Dornen sich nicht auf der Bleiplatte
haben eindrücken können. Da wir von Aime nicht die Länge
der von ihm untersuchten Wellen erfahren, sondern nur ihre
Maximalhöhe, so können wir übrigens obiges Resultat auch nicht
zu einer Prüfung von Hägens Formel XXVII verwenden.

Um nun die Bewegungen der Wasserteilchen zwischen dem
Boden und der Oberfläche zu studieren, wandte Aime eine Methode
an, die nur in geringen Tiefen und in so durchsichtigem Wasser,
wie das Mittelmeer es darbietet, Erfolg versprechen kann. Von
einem verankerten großen Boot aus versenkte er eine Vorrichtung,
die im wesentlichen aus einer kegelförmigen Flasche mit ganz
engem Halse bestand, die auf einer schweren Eisenplatte (als
Ballast) befestigt war. Die in der Flasche enthaltene Luft entwich
nach dem Versenken in einer Reihe kleiner Luftbläschen , die
vom Boote, also von oben, beobachtet, in Schlangenlinien an die
Oberfläche aufstiegen: und zwar beschrieben sie diese Schlangen-
linien in einer Ebene senkrecht zum Wellenkanim. Als er bei
7 m Wassertiefe und schwachem Seegang die Amplituden maß.
fand er sie nirgends beträchtlicher als 20cm; nnch in einem
anderen Falle, wo er bei 8m Wassertiefe und einer Wellenhöhe
von */sm beobachtete, überstieg die Amplitude 20 ein nicht. Aime
sagt leider nicht, in welchen Tiefen die größere Amplitude vor-
kam. — Später verwendete er zur Füllung der Flasche statt der
Luft gefärbtes Oel, wobei die aufsteigenden Oelkügelchen leichter
zu verfolgen waren als die sich stetig zerteilenden Luftbläschen.

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32

Wellen in flachem Wasser.

Auch versah er die Blechflasche nun mit zwei Oeffnungen, eine
für das austretende Oel, die andere für das eintretende Wasser.
Bei lim Tiefe und einer See von 1,5 m Wellenhöhe, fand er die-
selben Schlangenlinien wie vorher und als größte Amplitude
(wo?) nahezu 1 m. Bei 14 m Wassertiefe und gleichen Wellen-
dimensioneu fand er ein andermal die Amplitude nur 70 — 80 cm.
— • Jedenfalls beweisen diese Versuche, daß in den Heereswellen
die Wasserteilchen ähnliche Bahnen zurücklegen, wie bei den
Experimenten in der Wellenrinne.

Fast gleichzeitig mit Aimea Beobachtungen gelangten die
Wahrnehmungen des französischen Ingenieurs Siau über die
n Wellen furchen am Meeresboden" bei der Insel Reunion im In-
dischen Ozean in die Oeflfentlicbkeit (Annales de chimie et de phy-
sique, 3 me serie. tome II, 1841, p. 118 und Poggendorffs Annalen
a. a. 0. S. 598). «Die Beobachtungen, über welche berichtet
werden soll," sagt Siau, „geschahen an einem Meeresboden, der
aus weißem Korallensand und schwarzem Basaltsand bestand:
sie fanden statt, als wir das Projekt einer Hafenanlage bei Saint-
Gilles studierten, wo die entlang der ganzen Küste sich erstreckende
Korallenbank eine natürliche Einfahrt besitzt. Wenn die See
ruhig genug ist, um den grobsandigen Grund in jener Einfahrt
zu sehen, so bemerkt man, daß dieser parallele Undulationen
bildet, deren Abstände voneinander in demselben Maße zunehmen,
wie die Dimensionen der Wellen, von denen sie erzeugt wurden.
Wir haben die Distanz je zweier nebeneinander liegender Kämme
zu 30 bis 50cm geschätzt; und die Tiefe des Thals unter den
Kämmen wurde zu etwa 10 oder 15 cm gefunden. In dem Thal
dieser Undulationen befinden sich die schwersten Teilchen, wie
grober Sand, Grand und kleine Steinchen; am Kamme dagegen
liegt der feinste Sand. Wenn die Undulation aus Material von
derselben Korngröße, aber verschiedenem spezifischen Gewicht
besteht, wie das bei basaltischem und Kalk -Sand der Fall ist,
po gelangen die schwereren Stoffe in den Einmuldungen, die leich-
teren in den Kämmen zur Ablagerung.

„Diese Undulationen sind leicht als Folge der Wellenbewegung
des Wassers zu erklären. Sobald das Wasser durchsichtig ist
und man den Grund sehen kann, ist das Wasser auch ruhig. s<>
daß die Wellen keine oder geringe Einwirkung mehr auf den
Boden ausüben. Aber sobald die See stark bewegt ist, werden
auch alle diese Stoffe in Bewegung versetzt. Nimmt dann der
Seegang wieder ab, so kommt schließlich der Augenblick, wo die
Bewegungen nicht stark genug mehr sind, die schwereren Körn-
chen von der Stelle zu rollen. Dann tritt eine Art Auslese (Sei-
gerung) ein. Die schweren Teilchen lagern sich ab und nur die
leichteren folgen noch den Bewegungen des Wassers; die See
schiebt sie auf die Kämme der Undulationen hinauf und legt die
in den Einmuldungen liegenden schweren Körner bloß.

„Wenn man in jener genannten Einfahrt dem Ausgange zu
sich (seewärts) bewegt, so bemerkt man, daß die Undulationen

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Beobachtungen von Siau über Wellenfurchen. 33

immer den gleichen Parallelismus bewahren und daß mehr und
mehr ihr Querschnitt sich verkleinert. Dasselbe bemerkt man
in See: die Furchungen sind parallel untereinander und fast auch
parallel denen in der Einfahrt. Auch dort unterscheidet man
immer leicht abwechselnd Zonen von schwereren und leichteren
Stoffen. Bei ruhiger See unterscheidet man sie leicht bei 20 m
Tiefe. Geht man noch weiter in See und lotet daselbst, indem
man vorsorglich die Basis des Bleies mit Talg bestreicht, so wird
man nach dem Einholen der Leine die erwähnten Zonen in dem
Talg abgedrückt finden; bald wird man als Grundprobe gröbere
Stoffe heraufholen, und dann ist die Oberfläche des Talgs convex;
bald wird die Probe aus feineren Stoffen bestehen, dann ist die
Oberfläche des Talgs concav (also auf dem Furchenkamm gewesen).
In großen Tiefen wird man schließlich mit dem Lot die beiden
Zonen verschiedener Korngröße auf einmal treffen und bemerken,
wie die schwereren eine Protuberanz, die leichteren eine Depression
der Talgfläche bedecken.

„Auf Grund dieser Erwägungen sind wir zu der Erkenntnis
gelangt, daß in dem genannten Meeresgebiet die Thätigkeit der
Wellen noch in einer viel beträchtlicheren Tiefe fühlbar ist, als
bei anderen Beobachtungen bei einer weniger genauen Methode
sich ergeben hat. u „Die tiefste Lotung, welche sehr gewissenhaft
geprüft wurde, ergab bei 188 m (im Nordwesten der Reede von
St. Paul) eine Grundprobe von Sand und Basaltkies, in welcher
die erwähnten Zonen mit der größten Klarheit konstatiert werden
konnten. Wir haben auch in größeren Tiefen gelotet, und ob-
wohl sich für uns die größte Wahrscheinlichkeit eines ähnlichen
Befundes ergab, so behalten wir uns doch noch vor, die Versuche
zu wiederholen, ehe wir näher darauf eingehen. 14

Diese von Siau gegebene Erklärung der Well en furchen
kann nicht zutreffend sein, was mit einigen Worten hier noch
ausgeführt werden mag.

Bei den Experimenten in der Wellenrinne haben die Wasser-
teilchen einen festen Boden unter sich, daher sie an diesem ent-
lang nur wagrechte Bahnen zurücklegen können. Anders ist es,
wo der Meeresgrund aus beweglichem Material besteht. Dort
wird die elliptische Form der Orbitalbalinen, wie die höheren
Schichten sie besitzen, auch die Bahnen der tiefst liegenden Teil-
chen in dem Sinne beeinflussen, daß sie jenen möglichst ähnlich
werden. Es muß also jedes Wasserteilchen am Boden auch eine
elliptische Bahn zu bilden versuchen und da der Meeresgrund
diesem Bestreben Widerstand entgegensetzt, wird derselbe unter
jedem Wellenthal, wo die Teilchen ja die untere Strecke ihrer
Bahn zurücklegen, aufgewühlt werden. Da die Wellen durch das
Wasser hinschreiten, wird keine Stelle des Bodens von dieser
Einwirkung ausgeschlossen. Die losgelösten Körper, Sand-
körnchen etc. geben nun den Schwingungen der sie umgebenden
Wasserteilchen nach und zwar verfolgen sie merkwürdig wirbelnde
Bahnen, wie die Beobachtung zeigt. Ist die Geschwindigkeit der
Krümmel, Ozeanographie II. 3

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34

Wellen in llachein Wasser.

Teilchen sehr groß, wie das bei hohen Sturmwellen in mäßig
tiefem Wasser der Fall ist, dann wird auch grober Kies in Be-
wegung versetzt werden. Wo der Meeresboden aas einem Gemisch
groben und feinen Materials besteht, wird alsbald, sowie die
Orbitalgeschwindigkeit nachläßt, die Abscheidung der großen
und schweren Körner erfolgen, aber tiberall am Boden gleich-
maßig, als eine zusammenhängende Schicht. Je mehr der Seegang
sich beruhigt, desto weiter schreitet der Saigerungsprozeß vor.
Das Endresultat wird eine ganz regelmäßige Schichtung sein,
unten die schweren, darüber immer die leichteren Teilchen, die
leichtesten zu oberst. Man sieht, auf diesem Wege würde es
niemals zur Ausbildung von „Wellen furchen" kommen, Uebrigens
werden diese Wellenfurchen uns bei einer späteren Gelegenheit
wo es sich um die Aeußerungen des Windstaues an den Küsten
und die daraus sich ergebenden Strömungen am Meeresgründe
handelt, noch einmal begegnen; vgl. auch schon weiter unten den
Abschnitt Uber die Brandung.

Der Geologe Elie de Beaumont machte zu den Befunden
Siaus die Bemerkung, daß es scheine, als wenn auch die am
Boden des Meeres festgewachsenen Seetiere, welche genötigt
sind, durch die Bewegungen des Wassers selbst ihre Nahrung
sich zuführen zu lassen , gewöhnlich nicht viel tiefer als 200 m
vorzukommen pllegen. Aus dem von Broderip gegebenen, in
de la Beches „Theoretischer Geologie" abgedruckten Verzeichnis
gehe hervor, dass von allen Schaltieren die Terebrateln am
tiefsten hinab vorkämen, aber doch an Felsen festgewachsen
nicht über 90 Faden oder 165 m aufgefunden seien. Was die
Korallen betrifft, so ergebe für diese nach einem Befunde von
Milne Edwards an der algerischen Küste bei Bona sich das Niveau
von 162 m (100 brasses) als ihr Tiefstes, während die Korallen-
fischer glaubten, dass sie nicht über 250m (150 brasses) hinab
zu finden seien. Man könne daraus die Schlußfolgerung ziehen,
daß unterhalb eines Niveaus vou 250 m die Orbitalbahnen der
unter einer Welle schwingenden Wasserteilchen so klein sind,
daß sie den festgewachsenen Tieren genügende Nahrung nicht
mehr zuzuführen imstande sind. Dabei muß zunächst die Frage
offen bleiben, ob außer diesem Faktor nicht auch andere Um-
stände (Licht, Temperaturen, Salz- und Gasgehalt) für die Ver-
breitung jener Tiere in Betracht kommen können. Ueberdies
haben die modernen Tiefseeforschungen ergeben, daß am Meeres-
boden bis in die größten Tiefen hinein Tiere in großer Zahl
vorkommen, denen die Fähigheit zur Ortsbewegung fehlt; dadurch
verliert die obige Folgerung Elies überhaupt sehr an Bedeutung.

Semper in den , Natürlichen Existenzbedingungen der Tiere*
(Bd. II, S. 5) erwähnt diese Tiefenwirkung der Wellenbewegungen,
soweit ich sehe, überhaupt nicht; für ihn spielen die sehr viel
langsameren Meeresströmungen in dieser Hinsicht die Hauptrolle.
Ans der Zusammenstellung von Darwin (Korallenriffe, deutsch
von Carus. Stuttgart 1876, S. 84 — 87) geht hervor, daß die riff-

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Dimensionen der Wellen

35

bauenden Korallen gewöhnlich nicht in Tiefen von mehr als 50 m
gedeihen, während in einzelnen Fällen lebende Arten aus viel größe-
ren Tiefen hervorgeholt seien: eine Gorgonia bei den (brasilischen)
Abrolhos-Inseln aus 290 m, eine kleine Cellaria am Keeling- Atoll
aus 350 m Tiefe.

Dieser Vergleich der tatsächlichen Vorgänge im Be-
reiche der Wellen in flachem Wasser mit den Ergebnissen
der Theorien hat die letzteren nur in ihren allgemeinen
Zügen bestätigen können. Indes fehlt noch viel, ehe man
die Beobachtungen als genügend wird anerkennen dürfen.
Die Technik derselben ist entschieden weit hinter den
gleichzeitigen Fortschritten der Analysis zurückgeblieben;
seit Aimes Versuchen, kann man sagen, ist dieser Zweig
beobachtender Meereskunde überhaupt nicht gefordert
worden. Woran es hauptsächlich mangelt, ist eine syste-
matische Untersuchung der Bewegungen, welche die
Wasserteilchen in flachem, nur ein paar Meter tiefem
Wasser, und zwar in den verschiedenen Schichten zwischen
Boden und Oberfläche unter der Welle befolgen. Ob die
Periode und die Länge der Weile in allen Schichten die
gleiche ist, haben schon die Brüder Weber als noch
problematisch hingestellt (WeUenlehre S. 141). Und so
lange man noch nicht durch Beobachtung ganz sicher
weiü, ob in solchem flachem Wasser die fortschreitende
Geschwindigkeit der Welle durch die ganze Wassersäule
wirklich gleich ist oder am Boden anders wird, so lange
darf man die praktische Verwendbarkeit der Formeln
Hagens so gut wie der Airys und Boussinesqs noch in
Zweifel ziehen. Ja, einer strengeren Auffassung gegen-
über sind diese nichts als interessante Ergebnisse ab-
strakter Analysis, noch weit davon entfernt, die sorg-
faltige und vollständige Beobachtung der thatsächlichen
Vorgänge in der Natur überflüssig zu machen!

IV. Die Dimensionen der Meereswellen.

Befriedigender können die Resultate genannt werden,
welche der Vergleich zwischen Wellen beobachtungen auf
hoher See mit den theoretischen Werten der Formeln für

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3(3 Dimensionen der Wellen.

unendliche Wassertiefen ergibt; zumal wenn man sich die
nicht immer zu beseitigenden Schwierigkeiten vergegen-
wärtigt, mit denen Wellenstudien an Bord verbunden sind.
Ueberdies tritt in der Natur die Erscheinung nicht immer
in einfacher Form auf, raeist durchkreuzen sich verschie-
dene Wellensysterae von verschiedener Stärke und Ab-
kunft. Namentlich in inselreichen Nebenmeeren werden
durch Umbeugung der Wellenkämme oder gar gelegent-
lichen Reflex Störungen verursacht, welche das haupt-
sächlich vom herrschenden Wind erzeugte Wellensystem
arg deformieren.

Das gilt namentlich für die Ostsee, sowie für die ihres un-
regelmäßigen Seeganges wegen so gefürchteten großen Binnen-
seen Nordamerikas und das Kaspische Meer. Das Aegäische Meer
trägt nach diesen „hüpfenden* Wellen vielleicht sogar seinen
Namen, den schon die Alten von al$ ini Sinne von ötb«tv ab-
leiteten. (Vgl. die Zitate in Prellers Griechischer Mythologie (3)
Berlin 1872, Bd. 1, S. 466.) Ueber die Reflektierbarkeit der
Wellen s. unten S. 85. —

Da die Wellen hier wie im offenen Ozean von den
Winden erzeugt werden, die Windrichtungen aber, nament-
lich außerhalb der Passatzone im Bereich cykloniseher
Luftbewegungen, in ziemlich kurzem Abstände verschieden
sind, so ist daraus leicht zu ersehen, daß ein ganz ein-
faches ausschließlich weite Flächen dominierendes W eilen-
system höchst selten zu beobachten sein wird. Dazu
kommt, daß Stürme der höheren Breiten so große und
so schnelle Wellen erzeugen, daß diese aus ihrem Ur-
sprungsgebiete hinaus weit in den Ozean sich verbreiten.

Diese nicht vom herrschenden Winde erzeugten, son-
dern in einiger Entfernung entstandenen Wellen nennt
der Seemann »Dünung* (auch in deutschen Schiffs-
journalen nicht selten „Schwell 1 *; cf. englisch siceU, fran-
zösisch honte). Die Dünung unterscheidet sich schon
äußerlich von den Wiudwellen, welche der deutsche See-
mann die „Seen 4 " nennt, durch ihr rundlicheres, streng
trochoidisches Profil trotz ihrer bedeutenden Länge
und Höhe, während die „Seen* unter der unmittelbaren
Einwirkung des Windes sehr leicht überfallende und schäu-
mende Kämme zeigen.

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-

„Dünung" und „See".

37

Wenn man mit Scott Russell und Airy solche Wellen,
die in jedem Augenblick dem sie erzeugenden Kraft-
impulse (also hier dem Winde) unterliegen, „forcierte 1 *
oder „gezwungene" Wellen (forccd teures), dagegen die
dem unmittelbai-en Impulse entzogenen Undulationen „freie 4 *
Wellen nennt, so würden die „Seen" der ersteren, die
„Dünung 1 * der zweiten Klasse zuzurechnen sein.

Typisch ist die hohe und lange Dünung in den Wind-
stillen der Rossbreitenzone beider Hemisphären: auf der
nördlichen erzeugt durch die in Böen wehenden Nord-
westwinde an der Rückseite barometrischer Depressionen,
im Atlantischen Ozean besonders im stürmischen Meer
zwischen Neufundland und Island, von dort häufig bis in
den Nordostpassat, bisweilen sogar bis in die südliche
Hemisphäre hinüber sich fortpflanzend. Nicht minder
weit treiben die südwestlichen Orkanböen der hohen süd-
lichen Breiten ihre Dünung nordwärts. Ebenso entsenden
die Passate in die äquatoriale Stillenzone von beiden Seiten
ihre Dünungen, welche, einander durchkreuzend, den in der
Windstille steuerlos liegenden Segelschiffen bisweilen sehr
lästig fallen.

Der Beobachter an Bord eines Schiffes hat also zu-
nächst die „See" und etwaige „Dünung" zu unterscheiden,
und bei seinen Messungen auseinanderzuhalten. In den
meisten Fällen wird freilich ein Wellensystem durch seine
Dimensionen die anderen übertreffen. Die Beobachtungen
haben sich auf folgende Thatsachen zu richten, wobei es
zunächst einen Unterschied macht, ob das Schiff selbst
in Fahrt ist oder still liegt.

Nehmen wir der Einfachheit wegen zunächst den
letzteren Fall, so kann ein einzelner Beobachter zunächst
sehr bequem die Wellenperiode messen, indem er nach
einer Sekundenuhr die Zeiten notiert, in welchen die ein-
ander folgenden Wellenkämme seinen Standort an Bord
passieren. Soll die Wellenlänge gemessen werden, so
macht es einen Unterschied, ob das Schiff mit seiner Kiel-
linie senkrecht oder in irgend einem Winkel zu den
Wellenkämmen liegt. Im ersteren Falle ist die Messung
einfach: sind die Wellen kürzer als das Schiff selbst, so

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38

Dimensionen der Wellen.

läßt sich ihre Länge (am bequemsten durch zwei Beob-
achter auf gegebenes Signal) am Schiffskörper leicht be-
zeichnen und dann messen. Sind die Wellen aber länger
als das Schiff, so empfiehlt es sich zuvor die Periode
und die Geschwindigkeit der Welle zu messen und
daraus die Länge zu berechnen (denn X = tc). Die Ge-
schwindigkeit, mit der die Welle fortschreitet, ist
an der bekannten Schiffslänge oder einer an der Schanzung
zu diesem Zwecke genau markierten und gemessenen (nicht
zu kurzen) Distanz zu ermitteln, indem auch hier, am
besten wieder von zwei Beobachtern an jedem Ende der
abgesteckten Linie nach der Sekundenuhr die Zeiten no-
tiert werden, in weichen die Wellenkämme an der Marke
erscheinen. In diesem Falle erhält man auch gleichzeitig
die Wellenperiode.

Liegt das Schiff zwar still, aber nicht so, daß es
die Wellen recht von vorn oder von achtern erhält, so
ist der Winkel zwischen Kiellinie und Wellenrichtung zu
messen und die beobachtete Geschwindigkeit mit dem
Cosinus dieses Winkels zu multiplizieren; vorausgesetzt
daß dieser Winkel kleiner als 45° ist, sonst wird das
Resultat nicht mehr zuverlässig.

Befindet sich das Schiff in Fahrt, so ist es not-
wendig Kursrichtung und Geschwindigkeit des Schiffes zu
kennen. Die vorigen Regeln erleiden dann nur eine ein-
fache Modifikation, wenn Schiff und Wellen in der gleichen
oder entgegengesetzten Richtung laufen. Dann ist die
Schiffsgeschwindigkeit zu der der Wellen algebraisch zu
addieren. Nennen wir die Fahrtgeschwindigkeit des Schiffes
(Meter pro Sekunde) T r , die von der Welle zum Passieren
der abgesteckten Distanz / gebrauchte Zeit t (in Sekunden),
so ist alsdann die Wellengeschwindigkeit

< — 7 ± 7 •

ferner * \ = t(c±V)

_ \

c'

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Methoden der Messung.

39

Liegt der Kurs des Schiffs nicht rechtwinklig zu den
Wellenkanimen , sondern schräg mit dem Winkel H zur
Richtung derselben, so muß hier wie oben die scheinbare
Wellengeschwindigkeit in die wahre verwandelt werden
durch Multiplikation mit cos 0 (wieder unter der Be-
dingung, daß & kleiner ist als 45°).

Man kann aber auch die Wellenlänge direkt messen,
wenn die Wellen recht von vorn oder von hinten kommen,
indem man die (alte) Logge auswirft und die Leine so
lang auslaufen läßt, bis jedesmal das Loggebrett und das
Hinterteil des Schiffs gleichzeitig auf einem Wellenkamm
sich befinden: ein Verfahren, das indes nicht so zuver-
lässig ist, wie das oben erwähnte, und meist zu große
Wellenlängen ergeben dürfte.

Schwieriger ist es exakt die Wellen höhe zu messen.
Sind die Wellen von so beträchtlicher Höhe, daß sie,
wenn das Schiff im Wellenthal sich befindet, dem Beob-
achter den entfernten Horizont verdecken, so kann dieser,
mitschiff8 auf der Kommandobrücke oder, wenn dieses
nicht ausreicht, in den Wanten hinaufsteigend eine Höhe
aufsuchen, in der er über die Wellenkämme hinweg visie-
rend diese mit dem Horizont in Linie bringt. Die Höhe
seines Auges über der Wasserlinie des Schiffs gibt dem
Beobachter alsdann die Wellenhöhe. Freilich ist die Lage
der Wasserlinie mitschiffs wohl meist in solchem Falle
tiefer anzunehmen als sie in schlichtem Wasser ist, wes-
halb es sich empfiehlt, über diesen Effekt schon vor der
Messung Beobachtungen anzustellen, so gut die Gelegen-
heit es gestattet.

Segeln zwei Schiffe im Geschwader und in Kiellinie,
und kennt man die Dimensionen der Takelung beider
genau, so kann man, wie Wilkes zuerst gethan, über die
Kämme der zwischenliegenden Wellen hinweg visierend,
feststellen, wie weit das Nachbarschiff im Wellenthal durch
die Wellen verdeckt wird. Beistehende Fig. 6 (a. f. S.)
wird dieses Verfahren hinreichend verdeutlichen (Wilkes,
United States exploriny expedition, vol. I, p. 135).

Die Novaraexpedition maß die Wellenhöhe so,
daß sie zunächst die Wellenlänge feststellte und alsdann

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40

Dimensionen der Wellen.

den Winkel, unter welchem das Schiff in der Kiellinie
durch den Einfluß der ankommenden Welle sich erhob

Fig.

Messung der Wellenhöhe nach Wilkes.

und wieder senkte. Die Wellenhöhe ist alsdann gleich
der halben Länge multipliziert mit der Tangente dieses
Winkels. Die Resultate werden aber hierbei nicht be-
sonders verläßlich, denn die Böschung der Welle ist im
Wellenthal viel sanfter als am Kamm (Novaraexpedition ;
erzählender Teil I, S. 114).

Dr. G. Neumayer versuchte die Wellenhöhen mit
sehr empfindlichen und mit Mikrometerablesung versehenen
Äneroidbarometern zu messen, doch hat er über die Re-
sultate bislang nichts veröffentlicht.

Sind die Wellenhöhen zu niedrig für diese Art der
Beobachtung, so ist ihre Messung von- hochbordigen See-
schiffen aus noch umständlicher. Ist es möglich die
äußere Bordwand des Schiffes (aus einer Stückpforte oder
einem Fenster) zu übersehen, so lassen sich an dieser
selbst vielleicht Marken feststellen, mit deren Hülfe man
die Wellenhöhen schätzen kann. Wird auf offener See
einmal ein Boot ausgesetzt, so hat man natürlich am
besten Gelegenheit dazu. Die Messapparate dagegen,
welche Froude und Paris konstruiert haben, sind so
unhandlich und kostspielig, daß nur wissenschaftliche
Expeditionen sie benutzen dürften.

Der berühmte englische Schiffsbaumeister Froude empfahl
einen Apparat, dessen Prinzip auf Ausnutzung der mit der Tiefe
schnell abnehmenden Schwingungsomplitude der Wasserteilchen
beruht. Eine graduierte und am unteren Ende mit einem Ge-
wicht (G) beschwerte hölzerne Latte (L) würde zwar im Meere
aufrecht schwimmen, aber selbst mit den Oberilächenschichten
sich heben und senken. Befestigte man dagegen an der Latte ein
möglichst weit in die Tiefe reichendes Gewicht, welches Fläche
genug besitzt, um von .jenen wenig bewegten Schichten fest-

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Methoden der Messung. 41

gehalten zu werden, so würde die Latte nur noch um die kleine
Amplitude der untersten Schicht auf und ab schwanken, mit ihrem

Fig. 8.

Wellenmesser nach Fronde. Wellenmesser nach Paris.

oberen Teil also eine angenäherte Messung der Wellenhöhe ge-
statten. Diesen „Anker" der Meßlatte bildet nach Froude ein

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42

Dimensionen der Wellen.

großer, mit Segeltuch überspannter, viereckiger Rahmen von ge-
öltem Eichenholz (£), der an seinen vier Ecken so aufgehängt
ist, daß er im ruhigen Wasser eine völlig horizontale Lage an-
nimmt; nach unten hin beschwert ihn ein großes Bleilot (#). —
Natürlich müssen die an der Latte abgelesenen Wellenhöhen ver-
größert werden um einen aus Formel I zu berechnenden Wert
(vgl. White, Manual of Naval Architecture, p. 161 IT.). |

Der von Admiral Paris und Lieutenant Paris (Vater und
Sohn) konstruierte und trace-vague benannte Apparat zeichnet
automatisch die Wellenhöhe auf. Eine graduierte, möglichst lange
und unten beschwerte Latte (L) bildet auch hier das eigentliche
Hülfs mittel der Messung, und sie würde noch ruhiger im Wasser
liegen und bessere Resultate ergeben, wenn sie Paris mit dem
Froudeschen Flächenanker versehen hätte. Der Registrierapparat
besteht zunächst aus einem ringförmigen Schwimmer (S) von Kork
(nach Art der überall an Bord befindlichen Rettungsbojen), der
noch durch eine Führung besser an der Latte gehalten wird.
Dieser Schwimmer wird sich auf jedem Wellenkamm an der Latte
hinaufschieben und im Wellenthal wieder heruntersenken. An der
Spitze der Latte ist seitlich erst ein kurzer (fc) und in seiner Ver-
längerung ein 8— lOmal längerer Guttaperchastreif (Ä) befestigt
welcher letztere mit seinem unteren Ende den eben erwähnten
Schwimmer (5) trägt. Die Bewegungen des letzteren werden
durch die Gummistreifen nicht behindert; ein an der Verbindungs-
stelle des langen mit dem kurzen Gummistreifen angebrachter
Stift (i?) wird indes die vertikalen Schwankungen des Schwimmers
stark verkleinert wiederholen und kontinuierlich auf eine Papier-
rolle (P) aufzeichnen, welche samt einem kleinen Uhrwerk (£7).
welches zu ihrer Drehung dient, fest an der Spitze der Latte
angebracht ist (Comptes rendus hebd. etc. tome 64, 1867, p. 731 ff.).

Beide Apparate sind indes bislang nur selten in Funktion
getreten. Die Resultate des Pärisschen scheinen auch nicht be-
sonders verläßlich.

Aus den Formeln II bis VIII ergibt sich, dati nach
der Theorie enge Beziehungen zwischen der Periode, Ge-
schwindigkeit und Länge der Wellen bestehen, dagegen
gar keine zwischen diesen Elementen und der Wellenhöhe.
Es wird sicli also bei einem prüfenden Vergleich zwischen
Beobachtungen und Formeln darum handeln festzustellen,
ob jene engen Beziehungen zwischen t, X und c thatsach-
iich vorhanden sind.

Am besten geeignet erscheinen hierzu die zahl-
reichen fast täglich auf der Reise nach Ostasien und
zurück angestellten Wellenmessungen des eben erwähnten
Lieutenant Paris an Bord der französischen Kriegsschiffe

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Messungen von Lieutenant Päris.

43

„Dupleix" und ^Minerve* in den Jahren 1867 bis 1870 (Uevtie
maritime et colonuüe vol. XXXI, Paris 1871, p. 111—127).
Im ganzen hat er ca. 4000 Wellen an 205 Beobachtungs-
tagen gemessen, an jedem Tage mindestens 10. Er ordnet
seine Beobachtungen nach den berührten Windgebieten
wie folgt (s. die fettgedruckten Zahlen); zum Vergleich
sind die aus den Formeln berechneten Werte daneben
gestellt.

(lescbwuiügfceit

Läuse

Periode

(Met. pro Sek.)

(Meter)

(Sekunden)

berechnet

berechnet

berechnet

Meeresteil

aus

<~
"o

aus

«

aus

C3
©

/TT

— t

es
&

— c

eC
-O
O

■' TZ .

K

- C

g

tr
iS

IC

4>

V? 1

g

Atlant. Passatgebiet

10,8

10,5

65

70

Gl

5,8

6,0

6,2

Indisches „

12.6

13,1

13,7

06

88

104

76

7.3

6,9

Südatl. Westwinde .

14,0
15,0

15,5

17,1

133

109

163

9,5

8,6

7,8

8,3

Indische „

15,2

13,7

III

125

104

7.6

8,0

Ostchinesisches Heer

114

11,9

12,4

7»

72

86

6.9

6,6

6,3

West pazifisches „

1

12,4

13,6

147

102

85

121

8,2

6,9

Beobachtungen in der Nähe von Land oder in abgeschlossenen
Golfen und engen Straßen hat Paris prinzipiell vermieden; so
enthält das „Ostchinesische Meer K Beobachtungen aus der sogen.
China -See und dem Tung-hai, aber nicht aus dem Japanischen
Randmeer. Außer den 205 Beobach tu ngs tagen notierte Paris noch
29 Tage, an denen die Wellenbewegung so schwach war, daß
das Meer als beinahe oder völlig still gelten durfte; ferner war
an 109 Tagen der Winkel 6 zwischen Wellenrichtnng und Kurs so
klein, daß eine sichere Messung der in der obigen Tabelle auf-
genommenen Elemente t, )» und c nicht möglich war. Die Wellen-
lange wurde durch Auswerfen der Loggleine gemessen, nach Päris'
Ueberzeugung war jede Einzel messung bis auf V>° genau.

Die Daten für die Geschwindigkeit, berechnet nach
den Formeln IV und VII, sind innerhalb 1 m in Ueber-
einstimmung mit den Beobachtungen in 7 Fällen, inner-
halb 0,5 m in 3 Fällen; erhebliche Differenzen sind nur
in 2 Fällen vorhanden.

Die beobachteten Wellenlängen liegen ausnahmslos
zwischen den beiden aus Formel Villa und b berechneten;

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44

Dimensionen der Wellen

gehen wir den beobachteten Wellen einen Fehlerbereich
von i 10 Proz., so stimmen die berechneten Werte einiger-
maßen in 8 von 12 Fällen; die aus c* berechneten Langen
sind zu klein in 4 von 6* Fällen, die aus t 2 berechneten
in 2 Fällen. Erheblich weichen die berechneten Daten
ab ftir das südatlantische Gebiet (um 30 und 24 m), nächst-
dem für das westpazifische (um 19 und 17 m). Aber
die Hauptsache bleibt, daß die berechneten Werte ebenso
oft zu grotö wie zu klein ausfallen.

Die Periode muß gut übereinstimmend genannt
werden in 8 von 1 2 Fällen, zu groß ergibt die Rechnung
sie 4mal, zu klein 8mal.

Die nähere Prüfung aller Daten zeigt also, dafä die
Gesetze der Trochoidentheorie sehr wohl geeignet sind,
die thatsächlichen Beziehungen zwischen Geschwindigkeit,
Länge und Periode der Wellen auf hoher See zum Aus-
druck zu bringen. Wie in diesen Durchschnittswerten,
so tritt diese Uebereinstimmung zwischen Theorie und
Beobachtung auch zutage, wenn wir einzelne Messungen
herausgreifen und die Genauigkeit der letzteren nicht allzu
hoch schätzen.

Die beiden Paris haben mit ihrem „Wellenmesser*,
allerdings in der Nähe der Küste, zweimal Wellen ge-
messen, deren Abbildung im Maßstäbe von 1 : 400 ihrem
Berichte beigegeben ist. Daraus entnehme ich die fol-
genden Daten:

Wellenlänge
(Meter)

beobachtet

I

II

11

K = — C

35.5

Geschwindigkeit
(Meter pro Sek.)

beobachtet

74

$.0

-VF

o\98
7.72

Die Uebereinstimmung mute auch hier eine befriedigende
genannt werden (Gnnptest rrtulm *'tc. LX1V, 1867, p. 738,
Tai'. Fig. ti und 7).

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I

I

I

Messungen von Walker, Stauley, Scoresby etc. 45

i

In vielen anderen vorliegenden Beobachtungsreihen
ergeben sich allerdings erheblichere Unterschiede zwischen
den beobachteten und berechneten Daten. Drei Reihen,
die von Walker (Nautical Magazine for 184t> } p. 128 ff.),
Stanley und Scoresby (Report Brit. Assoc. for 1850,
London 1851, p. 26 ff.) herrühren, hat Hagen in Poggen-
dorffs Annalen vol. 107, 1859, S. 296 bereits diskutiert;
es ergab sich, daß die aus der Geschwindigkeit berechnete
Länge der Wellen bei Walker durchschnittlich um 1 1 Proz.
zu klein, bei Stanley um 27 Proz. zu groß, bei Scoresby
wieder um 19 Proz. zu klein ausfielen. Eine andere
Beobachtungsreihe des Kapitän Stanley, welche sich auf
sehr große Wellen südlich vom Kap der Guten Hoffnung
bezieht (Nautical Magazine for 1848 p. 228), hat Bertin
mit den theoretischen Daten verglichen (Mein. soc. Cher-
bourg, XV, 1870, p. 333) und gefunden, daß die ge-
messenen Wellenlängen regelmäßig um V 7 größer sind
als die aus der Geschwindigkeit berechneten, was er der
von Kapitän Stanley bei der Messung befolgten Methode
zuschreibt. Dieser schleppte, vor dem Winde segelnd,
eine lange Spiere an der Loggleine hinter dem Schiffe
her und versuchte so die Länge der Wellen direkt zu
messen. Da die Leine aber keineswegs straff gehalten
werden, also auch nicht die gerade Linie zwischen ihren
Aufhangungspunkten geben konnte, sondern einen größeren
Abstand, und da ferner der erhöht stehende Beobachter
mit seiner Augenlinie schon einen jenseits des Wellen-
kammes liegenden Punkt als den höchsten der Welle vi-
sierte, so ist in der That die Wahrscheinlichkeit sehr
groß, daß die erwähnte Abweichung von durchschnitt-
lich -f- 14 Proz. auf der Methode der Beobachtung be-
ruht. In der großen Sammlung von Wellenmessungen
an Bord französischer Kriegsschiffe, welche Antoine (in
der Bernte maritime et coloniale 1879, tome 60, p. 627,
tome 61, p. 104) zusammengestellt hat, ergibt bei weitem
die Mehrzahl nur eine schlechte Uebereinstimmung mit
den aus der Trochoidentheorie zu entnehmenden Daten.
Aber von den 26 Beobachtern sind offenbar nicht alle
mit der gleichen Sorgfalt an ihre Aufgabe gegangen oder

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40

Dimensionen der Wellen.

es sind häutig gemischte Wellensystenie (Interferenzen)
für einfache genommen worden. Wenn von 202 voll-
ständigen Messungen nur 59 oder durchschnittlich nur
29 Proz. eine befriedigende Annäherung an die berech-
neten Werte ergeben, so bringen es doch einzelne Beob-
achter in längeren Serien bis zu 70 bis 80 Proz. Treffern.
Die längste Reihe (Kapitän de la Jaille an Bord des
„Hamenn") ergibt von 70 Beobachtungen 25 gute Treffer,
allein es hat den Anschein, als wenn vielfach die „Periode"
mißverständlicherweise verdoppelt in die Liste eingetragen
wurde; korrigiert man diese Fälle, so erhöht sich die
Trefferzahl auf 40. Im ganzen darf man indes der
Ueberzeugung bleiben, dato die Beobachtungen von t, X
und c an den Wellen des offenen Ozeans sich hinreichend
gut an die Formeln der Trochoidentheorie anschließen,
um die Berechtigung der letzteren darzuthun. In der
That haben dieselben auch für die Untersuchungen der
Schiffbauingenieure über die Schwankungen der Seeschiffe
im Seegang (das „Rollen 44 und „Stampfen 14 ) und die Ge-
setze, welche diesen Oscillationen zu Grunde liegen, eine
vortreffliche Basis gegeben.

Wenn wir nunmehr im folgenden einige Daten zu-
sammenstellen über die größten Dimensionen, welche
ozeanische Wellen erreichen können, so sei nochmals be-
tont, dal3 es sich hierbei immer um einfache, nicht durch
Ueberlagerung verschiedener Systeme erzeugte, Wellen
handelt.

Die längsten Wellen hat der französische Admiral
Mottez im Atlantischen Ozean wenig nördlich vom
Aequator in ca. 30° W. Lg. gemessen: es war eine Dü-
nung von 23 Sekunden Periode und 824 m Länge oder
einer Geschwindigkeit von 35,8 m in der Sekunde, gleich
70 Seemeilen in der Stunde (Bert in, M6m. Soc. Cher-
boury XVIL 1873, p. 205). Nächstdem hat James Clark
Ross unweit des Kap der Guten Hoffnung am 29. Februar
1840 Wellen von 7 ni Höhe und 580 m Länge mit einer
Geschwindigkeit von 77 Seemeilen pro Stunde (40 m pro
Sekunde) gemessen. Die Länge dieser Rossschen Riesen-
welle erscheint verglichen mit ihrer Geschwindigkeit, vor-

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I

Größte Wellen. 47

i

ausgesetzt, dalä diese richtig gemessen ist, zu klein; aus
den Formeln berechnet sich \ zu 870 m; ist aber die
Länge richtig gemessen, so würde danach die Ge-
schwindigkeit nicht 40 m, sondern nur 32,3 m in der
Sekunde (gleich 03 Seemeilen in der Stunde) werden,
was sich nicht soweit von den Daten der Mottezschen
Welle entfernt. Unter dieser Bedingung würde der Ross-
schen Welle eine Periode von 17,9 Sekunden, nach der
beobachteten Geschwindigkeit aber von 14,5 Sekunden
zukommen. Aus Beobachtungen von französischen See-
offizieren im Golf von Biskaya ergeben sich als längste
Wellen daselbst solche von 400 m mit 21 m Geschwindig-
keit in der Sekunde (gleich 41 Seemeilen stündlich), woraus
eine Periode von 19 Sekunden folgt. Wellen von 300 bis
400 m Länge und 10 bis 11 m Höhe traf Kapitän Chüden,
Kommandant S. M. S. „Nautilus* im Oktober 1879 südwest-
lich von Australien (33 > 0 S. Br., 107 0 O. Lg.) bei hartem
Sturm ausW T NW; und Lieutenant Paris maß im Gebiet
der Westwinde des Indischen Ozeans einzelne Wellen von
über 400 m Länge; als höchstes Tagesmittel für die
Länge ergab sich ebendaselbst 235 m, ein ander Mal ftir
die Periode 17,4 Sekunden. Wie weit sich diese Dimen-
sionen von den durchschnittlichen entfernen, wird ein
Blick auf Paris' oben (S. 43) wiedergegebene Tabelle
zeigen. Darnach haben die Wellen im offenen Ozean
gewöhnlich eine Länge zwischen 60 und 140 m, durch-
schnittlich 90 bis 100 m; eine Geschwindigkeit von 11 bis
15 m in der Sekunde oder 20 bis 30 Seemeilen in der
Stunde, und eine Periode von 0 bis 10 Sekunden.

Was nun die größten Wellenhöhen betrifft, so
linden sich in der Litteratur die lebhaftesten Auseinander-
setzungen darüber, zumal, seitdem Arago im Jahre 1837
gegen Dumont D'Urville aufgetreten war, welcher
Wellen von mehr als 30 m Höhe (100 pieds) beim Kap
der Guten Hoffnung gesehen haben wollte. Dumont
D'Urville hatte mit dieser Behauptung viele Seeleute auf
seiner Seite, welche gleich ihm die Wellenhöhen nicht
gemessen, sondern nur geschätzt hatten. So wird der
Beobachter an Bord des rollenden oder stampfenden Schiffes

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48

Dimensionen der Wellen.

nur allzu leicht das Opfer einer optischen Täuschung,
indem er die Ebene des Schiffsdecks , auch in ihrer ge-
neigten Lage, noch fUr horizontal hält und von dieser au*
die Wellenhöhe abschätzt. Beistehende Zeichnung (Fig. 9)
veranschaulicht diese Situation: ab ist die wahre Wellen- *
höhe, de die scheinbare mehr als doppelt zu groüe.

Für. 9.

Auf Aragos Veranlassung inaßen französische See-
offiziere des öfteren Sturmwellen; die höchsten (einfachen)
Wellen fand im Februar 1841 bei den Azoren Lieutenant
de Missiessy, nämlich zu 13 bis 15 m (Arago, Oeuvre*,
tome IX, Paris und Leipzig 1857, p. 550). Sturmwellen
von 13 m Höhe mala Dr. William Scoresby auf der
Ueberfahrt von Boston nach Liverpool mitten zwischen
Neufundland und Irland in 51° N. Br. und 38° W. Lg.
am 5. Marz 1848; doch nennt er diese Höhe das Mittel
aus den höchsten von ihm gemessenen Wellen (Reports
British Association, 20th met., London 1851, p. 28). Die
höchsten Wellen, welche die Novaraexpedition nach ihrer
allerdings nicht ganz einwandfreien Methode gemessen
hat, waren 11 m hoch (in 40° S. Br., 31° 0. Lg. im
Indischen Ozean, am 5. November 1857). Im Biskayischen
Golf hat Kommendatore Cialdi am 27. Juni 1858 Wellen
von 10,25 m Höhe gemessen (Cialdi, sid moto ondoso dd
mare, § 489, p. 136). Die größten Höhen, welche
Lieutenant Paris (25. Oktober 18(>7) gemessen hat, be-
tragen 11,5 m; er fand sie im Indischen Ozean, auf der
Fahrt vom Kapland nach St. Paul und Amsterdam, und
zwar hatten 0 aufeinander folgende Wellen diese Höhe;
als Tagesmittel aus 30 Wellen zu verschiedenen Tages-
zeiten erhielt er damals 9 ni. Die Challengerexpedition
dagegen hat niemals Wellen von über 7 m Höhe gemessen;
diese höchsten traf sie zwischen den Crozetinseln und
Kerguelen Anfang Januar 1874 (Challenger Reports,

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Mittlere Wellenhöhe.

40

Narra&ive vol. I, p. 330). Auch hier zeigen die Durch-
schnittsmaße , wie sie Paris nach seinen Beobachtungen
zusammengestellt hat, daß die mittleren Wellenhöhen im
offenen Ozean weit unter jenen extremen Maßen zurück-
bleiben. Wir geben nach Paris zugleich die absoluten
Minimal- und Maximalhöhen, die er in den betreffenden
Meeresstrichen notiert hat.

Verhältnis
der

Meeresteil

Mittel

Maximum

Minimum i

Wellen-

länge zur
Höhe

(m)

(m)

^_

Atlantisches Passatgeb.

1,9

6

35,2

Indisches „
Södatlant. Westwinde .

2,8

5

1

35,*

4.3

7

1

81,0

Indische „

5,3

11-5

2,8

21,5

Ostchinesi9ches Meer .

3.2

6,5

0

24,6
33,0

Westpaxifisches „

3,1

7,5

0

Soweit also die von Lieutenant Paris wahrend eini-
ger Wochen in den oben genannten Meeresgebieten no-
tierten Daten einen Anhalt für die wirklichen mittleren
Verhältnisse geben können, vermöchte man daraus zu
folgern, daß die Westwinde höherer Breiten doppelt so
hohe Wellen schaffen, wie die Passate. In letzteren haben
die Wellen auch eine sanftere Böschung als in den höhe-
ren südlichen Breiten, wie die letzte Rubrik der obigen
Tabelle besagt. Bezeichnen wir die Maximalböschung,
wie sie bei einem trochoidischen Profil der Wellen vor-
kommt, durch den Winkel so ergibt sich dieser (nach
einer genäherten Formel der Schiffsbautechniker) aus:

»in f = 180° -r-, oder der Bogen für den Sinus gesetzt:

IT

ff = 180° y (H bedeutet die ganze Wellenhöhe).

Also ist <p in den Passatgebieten nur 5 °, im westpaziti-
schen Gebiet 5 1 /* 0 , im Gebiete der südatlantischen West-
winde G °, im ostchinesischen Meer 7 0 und in den höheren

Krümmel, Ozeanographie II. 4

i

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50

Dimensionen der Wellen.

Breiten des Indischen Ozeans 8 \z °. Auch die von Riesen-
wellen durchfurchten hohen südlichen Breiten zeigen also
durchschnittlich keine steileren Böschungen an der Meeres-
oberfläche als 8—9°.

Beistehende Skizze (Fig. 10) zeigt die Mittelmaße
der von Lieutenant Paris gemessenen Wellen, wobei die
Längen und Höhen im gleichen Maßstäbe gezeichnet sind.

Fig. 10.

~6 6 — £ fcj»*..

1 Wellen im atlantischen. II im indischen Paäsatgebiet, III im westlichen Pazi-
fischen Ozean, IV im südatlantischen Gebiet der Westwinde, V in der ostchine-
sischen See.

■

Um das Bild auch für den von Paris nicht besuchten
südlichen Pazifischen Ozean zu vervollständigen, sind die
Beobachtungen des Admiral Coupvent des Bois an
Bord der „Astrolabe" einigermaßen geeignet. Dieser er-
hielt als mittlere Wellenhöhe im Bereich des Südostpassats
zwischen der peruanischen Küste und 110° W. Lg. den
Wert von 3,5 m; weiter im Westen zwischen den poly-
nesischen Inseln ergab sie sich nur zu 1,2 m. Dagegen
war die Wellenhöhe südlich von Australien in den Breiten
zwischen 50° und 60° S. durchschnittlich 4,4 m, d. h.
doppelt so grote als in den äquatorialen Regionen, welche
auf der ganzen Reise von der r Astrolabe 4 " berührt wurden.
Die größten einzelnen Wellen traf daselbst die Expedition
am o\ Juli 1838, nämlich eine Höhe von 8,8 m bei einer
Länge von 500 m: also hier ein Winkel cp = 3°, was
eine überraschend sanfte Dossierung bedeutet (Cornptes
Rwdm de l'Aaid. Paris 180(3, t. <>2, p. 82 f.).

i b^Googl

Wellen höhen der Kebenmeere.

51

In den Nebenmeeren sind die Wellendimensionen im
allgemeinen kleiner als in den Ozeanen. Aus dem Mittel-
meer liegen nur wenig Messungen vor: am Anfang des
vorigen Jahrhunderts bereits maß Graf Marsilli im Golf
von Lion als Maximum der Höhe 4,5 m (Histoire physiqm
de Ui mer, Amsterdam 1725, p. 48). Smyth in seinem
Werke über das Mittelmeer (p. 24"*) gibt als Schätzung der
höchsten Sturmwellen im Golf von Genua 9 m an, wobei
jedoch nicht ausgeschlossen ist, daß er Interferenzen vor
sich hatte. Als höchstes Maß für die Wellenhöhe wur-
den sonst allgemein 5 l /'a m angenommen; Luksch und
Wolf sind der Ansicht, daß kaum höhere als von 5 m
vorkommen.

In der Nordsee sind Beobachtungen noch seltener.
Muncke (in Gehlers Wörterbuch, Art. Meer) berichtet,
daß er auf der Fahrt zwischen Hull und Helgoland bei
stürmischem Wetter die Wellenhöhe „sicher nicht mehr
als 4 m k gefunden habe und er überzeugt sei, daß sie
bei einer weiteren Steigerung des Sturmes 5 Vi m nicht
überstiegen habe. Den gleichen Wert von 4 m erwähnt
Stevenson (an harbours) als Maximalhöhe der Wellen
bei Sunderland an der Ostktiste Englands. — Für die
Ostsee liegen Messungen in der Litteratur überhaupt nicht
vor: nach vom Verfasser eingezogenen Erkundigungen
scheint die Maximalhöhe indes kaum 3 m zu übersteigen.

Der internationale Meteorologen kongreß zu London (1874)
empfahl eine Skala zur Abschätzung der Wellenhöhen in den
Schiffsjournalen, welche folgende 9 Stufen enthält:

0

II

III

IV

Höhe (m) . .

0

1-2

2—3

3—4

Bezeichnung .

„glatt"

„ruhig"

„leicht bewegt"

V

VI

VIT

VIII

IX

Hohe (ra) . .

4-5

b— 7

10-15

über 15 m

Bezeichnung.

„bewegt"

.grob"

„hoch*

„sehr
hoch"

„wild"

/

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52

Dimensionen der Wellen.

In der Praxis dürfte die Abschätzung dieser Stufen wohl
mehr nach den seemännischen Bezeichnungen, wie nach exakten
Messungen erfolgen, und die hierauf bezüglichen Notirungen in
den Schiffstagebüchern haben darum in den meisten Fällen nur
eine geringe Verläßlichkeit, weil für die Wellenschätzung keine
Kontrolle der Art gegeben ist, wie sie für Abschätzung der Wind-
stärke nach der Beaufort- Skala in der Segelführung und Fahrt-
geschwindigkeit vorhanden ist.

Bei verschiedenen Schriftstellern des griechischen Altertums
findet sich die Auffassung, daß bei bewegter See immer Gruppen
von je drei Wellen die höchsten seien; und zwar findet sich dafür
der Ausdruck tpixujua, was etwa mit „Dreigewell" (nach Art des
„Dreigespann") zu übersetzen wäre. Welche von diesen drei Wellen
als die höchste betrachtet wurde, ist nicht ohne Weiteres festzustellen
(vgl. Eurip. Hipp. 1213, Tro 83; Lucian. de merc. cond. c. 1, Demosth.
enc. 33, u. a. m.). Den Fischern von Möltenort bei Kiel ist eine ähn-
liche Auffassung von dein Triumvirat der hohen Wellen eigen, welche
sie als „Mutter mit den beiden Töchtern 44 bezeichnen, von denen
dann die mittelste Welle, die Mutter, die höchste ist. — Andere
Schiffsführer der Handelsmarine, sowie auch Seeoffiziere erklärten
dem Verfasser als einen Erfahrungssatz, daß bei stürmisch erregter
See jedesmal die vierte oder fünfte Welle die höchste sei, worauf
eine oder zwei minder hohe und weniger zum Brechen geneigte
Wellen folgten : welcher Zeitmomeut für das Wenden des Schiffes
zum Zwecke des Beidrehens als der günstigste abgewartet zu
werden pfiege. — Daß an der stetig von Brandung geplagten
Küste Guineas die siebente oder achte Welle jedesmal als die
höchste gelte, verzeichnet schon Kant (Phys. Geogr. bei Rosen-
kranz-Schubert Bd. 6, S. 489); an der ebenfalls von heftiger
Brandung heimgesuchten Westküste Zentralamerikas hörte Karl
von Seebach wieder die vierte oder fünfte Welle unter dem
Namen la capitana als die höchste bezeichnen (Wellen des Meeres
S. 20). — Den Römern galt die zehnte Welle als höchste, und
daß decima unda und fiuctus decumanus ganz wörtlich zu nehmen
ist. geht aus Ovids Tristien I, 2, 48 ff. klar hervor:

Qui venit hic fiuctus } fiuctus supereminet omnes:
Posterior ttono est undecimoque prior.

(Vgl. Metam. XI, 529 ff.; Sit. Rai. Punic. XIV, 122; Lucani Phars.
V, 672).

Wieviel von alledem thatsächlich begründet oder nur auf
Kombination subjektiver Eindrücke beruht, verdiente doch wohl
durch sorgfältige und systematische Untersuchung festgestellt zu
werden. Pdris erwähnt solche Gruppenbildung nicht.

Eine überaus reiche Sammlung von Beobachtungen der
Wellemnaße gibt der päpstliche Kommendatore Cialdi in seinem

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Wellengruppen.

53

Werke 8ul moto ondoso del mare e su le correnti di esso, Roma
1866-, S. 115 — 145. Namentlich ist auch die ältere Litteratur mit
staunenswertem Fleifie aasgebeutet. Verf. hat dasselbe wie im
vorigen so auch im folgenden häufig als Führer durch die zer-
streute Litteratur mit besonderem Vorteil benutzt; doch sind die
Originale stets da citiert, wo wir sie selbst eingesehen haben.

V. Die Entstehung der Wellen und Ihre Abhängigkeit vom

Winde.

Jede Störung des Gleichgewichts versetzt eine Wasser-
masse in Schwingungen, mag die Störung beispielsweise
in einer Erschütterung des ganzen mit Wasser gefüllten
Gefäßes bestehen, was ein Hin- und Herschwanken des
gesamten Inhalts, also eine „stehende Schwingung" er-
zeugt, — oder mag nur ein Teil der Wasseroberfläche
lokal aus seinem Gleichgewicht gebracht sein, was die
.laufenden Wellen - hervorruft. Es ist auch gleichgültig,
ob der Gleichgewichtszustand der Flüssigkeit dabei ein
vollständiger oder unvollständiger ist, wie z. B. auch in
fließendem Wasser sich Wellen erzeugen lassen durch
einen in dasselbe geworfenen Stein oder durch einen dem
Strom in den Weg gestellten Widerstand.

Die einfache Beobachtung zeigt, daß von dem Punkte
der Erschütterung über die Wasserfläche hin nach allen
Seiten Wellen ausgehen, deren Kämme konzentrische
Kreise sind. Wie kommt es, daß die unter der Ein-
wirkung des Windes auf Wasserflächen entstandenen
Wellen nie oder nur unvollkommen eine Kreisgestalt
wahrnehmen lassen? Diese Frage läßt sich indes erst
beantworten, wenn wir die ungleich wichtigere Vorfrage
erledigt haben: wie kann eine kontinuierlich wirkende
Kraft, wie der Wind, überhaupt auf einer vorher ruhen-
den Flüssigkeitsoberfläche eine rhythmisch schwingende
Bewegung zur Folge haben? Warum besteht seine Ein-
wirkung nicht einfach in einem horizontalen Fortschieben
der oberflächlichen Teilchen in gleicher Richtung, wie er
selbst sie innehält, also in Gestalt einer Triftströmung?
Wie ist es möglich, daß eine horizontal wirkende Kraft

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54

Entstellung der Wellen.

so erhebliche vertikale Ortsveränderungen hervorrufen
kann, wie die Wasserteilchen in den oben beschriebenen
Orbitalbahnen der Welle sie zeigen?

Betreten wir zunächst den Weg der Beobachtung.
Wer einmal in der Frühe eines ruhigen sonnigen Soninier-
tages an dem hohen Ufer einer größeren Wasserfläche
gestanden hat, wird sich erinnern, wie die ersten Stöße
des aufkommenden Windes die vorher den blauen Himmel
wiederspiegelnde Wasserfläche dunkel gefärbt erscheinen
ließen, wo sie das Wasser trafen. Dieser Effekt beruht
nahebei betrachtet, auf einer leichten Kräuselung der
Wasserfläche, welche in kleinen, nur wenige Centimeter
langen und wenige Millimeter hohen Wellen besteht, deren
Kämme indes keine bedeutende Länge besitzen und von
oben gesehen, also im Aufriß, sich als Teile von Kreis-
bögen, allerdings von ziemlich großem Radius, heraus-
stellen. Nimmt im Laufe der Vormittagsstunden der Wind
an Stärke und Gleichmäßigkeit zu, so bedeckt sich all-
mählich die ganze übersehbare Wasserfläche mit kleinen
Wellen, welche die spiegelnde Wirkung derselben überall
aufheben und sie durchweg schön dunkelblau erscheinen
lassen. Begibt man sich an die Luvseite der Wasser-
fläche, wo der Wind vom Lande auf das Wasser über-
tritt, so bemerkt man daselbst meist dicht unter Land
noch spiegelglattes Wasser und in einigem Abstände vom
Strande erst jene kleinen Kräuselwellen, die oben erwähnt
sind. Fährt man im Boote vor dem Winde her über die
Wasserfläche, so bemerkt man, wie die Wellen an Größe
zunehmen, je weiter man von der Luvküste sich entfernt:
au der gegenüberliegenden Leeküste sind sie am größten.
Ferner kann man feststellen, daß gleichzeitig die (im Auf-
riss) schwach gebogene Form der Wellenkämme mehr
und mehr eine geradlinige und die Länge dieser Kämme
um so bedeutender wird, je näher man dem Leeufer
kommt. In den Nachmittagsstunden, bei dem alsdann in •
höchster Stärke wirkenden Wind, ist der Unterschied
zwischen Lee- und Luvseite des Gewässers nur dann
ebenso groß wie vorher, wenn einmal die Größe der
Wasserfläche eine sehr beträchtliche ist, so daß vom

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Theorie von Muncke.

Gegenstrand zurückgeworfene Wellen die Luvseite nicht
erreichen, oder wenn der Luvstrand sehr hoch und steil
sich über der Wasserfläche erhebt. Gegen Abend hei
abflauendem Winde sind die Erscheinungen denen des
Vormittags wieder ähnlicher. Weht der Wind in un-
regelmäßigen Stögen oder gar in Böen, so beobachtet
man leicht, wie auch die dann vorhandenen größeren
Wellen an ihren Dossierungen, besonders der Luvseite,
sich mit jenen kleinen Kräuselungen tiberziehen, welche,
wie wir sahen, die ersten ursprünglichsten Elemente einer
neuen Wellenbildung vorstellen.

Wie entstehen nun diese embryonalen Kräuselungen
als ein unmittelbarer Effekt der wagrecht schiebenden
Kraft des Windes an der Wasseroberfläche?

Muncke (in seinem Artikel „Meer" in Gehlers phy-
sikalischem Wörterbuch) sagt: „Der Wind besteht keines-
wegs in einer ganz gleichmäßigen, ohne Unterbrechung
mit gleichbleibender Geschwindigkeit fortgehenden und
über eine unmeßbare Strecke ausgedehnten Bewegung
der Luft, wie man aus dem anscheinend ruhigen Zuge
der Wolken in den höheren Regionen anzunehmen ver-
anlaßt wird, sondern das Wehen desselben geschieht ab-
satzweise und in Unterbrechungen; die Bewegung des
Windes ist eine wellenartige wie die des Wassers, indem
allgemein jede bewegte Flüssigkeit, sie sei tropfbar, gas-
förmig oder ätherisch, sobald sie bei ihrer Bewegung
Hindernisse findet, wellenförmig fortschreitet. Man be-
merkt dieses um so auffallender, je stärker der Wind ist,
indem sich dann die einzelnen Stöße von den wechseln-
den Perioden der minderen Stärke oder periodischen Ruhe
leicht unterscheiden lassen. Ist ferner die Strecke, über
welcher ein gewisser Wind herrscht, noch so ausgebreitet,
so finden doch darin einzelne Streifen statt, in denen die
Luft mit eigentümlicher Geschwindigkeit strömt. Stößt
ein solcher einzelner Strom auf die Wasserfläche oder
wird irgend eine einzelne Stelle der letzteren von einem
I ►rucke getroffen, so müssen um diesen Punkt gekrümmte
Wellen entstehen, und man sieht daher bei schwachem
Winde und über großen Wasserflächen kreisbogenförmige

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56

Entstehung der Wellen.

Wellen sich bewegen, deren Enden schwächer werden
und zuletzt sich gänzlich verlaufen 4 ' etc.

Dieser Erklärungsversuch zeigt zunächst das Miß-
verständnis, daß Windstöße und Böen, die auf großen,
raeist melirere Hektaren oder gar Quadratkilometer Areal
messenden Flächen gleichzeitig das Wasser drücken einer-
seits und die angebliche eigene wellenartige Bewegung
der Luft im Winde andrerseits nicht scharf in ihren
Effekten getrennt werden. Letztere Schwingungen müß-
ten nur eine ganz kleine Periode und Amplitude haben,
wenn sie die besprochene minimale Wellenkräuselung er-
zeugen sollen; diese Wellen aber sind die allgemeinere
und umfassendere Erscheinung, denn der Windstoß oder
die Böe würde sich nach Munckes Ansicht doch nur als
eine Serie kurz aufeinander folgender Schwingungen der
Luft bezeichnen lassen. Aber diese Wellen der Luft sind
gar nicht vorhanden, wie jeder leicht auf einer großen
Wasserfläche segelnd wahrnehmen kann, wenn er leicht
fliegende Gegenstände dem Winde überläßt. Flaumfedern,
Wattenflocken oder eine kleine Pulverwolke — sie be-
wegen sich so gleichmäßig schnell und so geradlinig,
wie nur möglich mit dem Winde fort. - Die welleu-
erzeugende Kraft der Böen und Stoß winde wird uns
später beschäftigen, denn sie ist die Hauptursache der
„ stehenden Wellen" im Wasserbecken.

Plausibler wird die von den Brüdern Weber, mit
Benutzung einer von Benjamin Franklin ausgesprochenen
Idee, gegebene Theorie der Wellenbildung erscheinen
müssen (Wellenlehre § 25). „Die Luftstöße scheinen
meistens unter einem sehr spitzen Winkel auf das Wasser
aufzutreffen und bringen in demselben eine doppelte Wir-
kung hervor, indem sie es teils niederdrücken, teils in
der Richtung, in der sie sich selbst bewegen, fortschiebeu,
was man sich durch die Zerlegung der einfachen Kraft
in eine horizontal und vertikal wirkende leicht erklären
kann. Franklins Hypothese über den Vorgang, wenn
sich der Wind am Wasser reibt und Wellen erregt, hat
viel für sich. Sie läßt sich etwa folgendermaßen dar-
stellen: die Luft wird von dem Wasser angezogen, wie

Theorie der Brüder Weber. 57

man daraus sieht, daß alles Wasser Luft in sich schließt
und sie, wenn sie aus ihm durch Kochen ausgetrieben
worden ist, begierig wieder einsaugt. Deswegen haftet
sie auch an dem Wasser, über dem sie hinstreicht, und
schiebt die Teilchen, die sie an der Oberfläche berührt,
mit fort. Diese aber hängen selbst wieder mit den unter
ihnen gelegenen Wasserteilchen zusammen und werden
daher durch sie etwas zurückgehalten und müssen diesen
deswegen einen Teil ihrer Bewegung mitteilen, und können
folglich der Luft nicht mit gleicher Geschwindigkeit folgen.
Die Luft reißt sich also, wenn der Druck der nachfolgen-
den Luft einen gewissen Grad erreicht hat, von den
Wasserteilchen los, an denen sie haftete, und gleitet über
das Wasser hin, bis die Spannung so vermindert ist, daß
die Luft von neuem, während sie sich nur langsamer
fortbewegt, am Wasser zu haften anfängt und sich die
erwähnte Erscheinung wiederholt. Hierdurch wird aller-
dings erklärlich, warum die über das Wasser hinstreichende
Luft ruckweise das Wasser stößt und davon abgleitet,
und dadurch eine große Menge ganz kleiner Unebenheiten
auf dem Wasser hervorbringt. Durch diese Reibung der
Luft am Wasser entstehen aber nur die allerkleinsten
Wellen, welche das Wasser der Eigenschaft zu spiegeln
berauben und selbst die Oberfläche größerer Wellen be-
decken. Durch das Auffallen eines ganzen Luftstoßes
auf die Wasserfläche und sein abwechselndes Abgleiten
kann aber auch gleichzeitig das Wasser in einem schon
beträchtlicheren Umkreise abwechselnd niedergedrückt
und das benachbarte Wasser zu steigen genötigt und so
Wellen von ursprünglich bedeutenderer Größe erregt
werden. 14

Hier ist also der Unterschied zwischen den letzt-
genannten und den „ allerkleinsten u Wellen sehr klar aus-
gesprochen. Im übrigen genügt die Webersche Theorie
doch nicht allen Anforderungen, wie wir weiter unten
sehen werden; schon die Voraussetzung, daß die Bahnen
der Luftteilchen im Winde nicht recht horizontal seien,
sondern den Wasserspiegel in spitzem Winkel treffen, ist
bestreitbar. Wohl aber ist die von Scott Russell ge-

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58

Entstellung der Wellen.

gebene ihr unzweifelhaft überlegen (lieport Brit. Assoc.
London 1845, p. 307 und 376).

Scott Russell erzeugte die embryonalen oder wie er
sie sehr passend, wie wir sehen werden, nennt, „kapil-
laren" Wellen experimentell auf einem Wege, den jeder
unserer Leser bequem selbst betreten kann. Es gehört
dazu ein nicht zu kleines Gefäß, das ziemlich bis zum
Rande mit Wasser zu füllen und so zu stellen ist, dass
der Beobachter das Licht an der Oberfläche wiederspiegeln
sieht. Taucht man nun einen dünnen Draht oder ein
nicht Über 1 bis 2 mm dickes Stäbchen, das vorher be-
feuchtet ist, einige Millimeter tief vertikal in das Wasser,
so wird man zunächst die allbekannte kapillare Erhebung
um diesen Draht wahrnehmen. Wird aber dann der Draht
schnell, 0,3 bis 0,5 m in der Sekunde, in unveränderter
Stellung durch das Wasser geführt, so sieht man eine
Hand breit vor dem Draht die Wasseroberfläche im Nu
sich mit kleinen Wellen bedecken. Scott Russell zählte
vor dem Draht bis auf 3 inches (76,2 mm) Abstand bei
einer Geschwindigkeit von 0,3 m pro Sekunde ca. 12
solcher Wellen, und zwar waren die dem Drahte nächsten
die größten, von 8,3 mm Länge, während die am weite-
sten vor dem Drahte aufgeworfenen W r eilen nur etwa
5 mm Länge von Kamm zu Kamm hatten. Die Kämme
selbst waren (im Aufriß betrachtet) gebogen, und zwar
um so stärker, je näher dem Draht. Man kann jedoch
auch geradlinige Kämme erzeugen, wenn man statt des
Drahts einen dünnen Faden nach Art eines Bogens auf-
gespannt und horizontal in die Oberflächenschicht ge-
taucht verwendet, und auch diesen alsdann quer durch
die Wasserfläche hinschiebt. Nie aber darf die Bewegung
dieses Drahtes oder Fadens eine Geschwindigkeit haben
geringer als 8 inches oder 0,2 m in der Sekunde, sonst
fehlen diese Wellen ganz *).

Dieser Vorgang beruht unzweifelhaft auf den Eigen-
schaften, welche die Molekularphysik der Oberfläche eiuer

') Vgl. Weber, Wellenlehre § 84, eine Erscheinung, die mit
diesen kapillaren Wellen eine gewisse Aehnlichkeit hat.

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Theorie von Scott Russell.

50

Flüssigkeit zuschreibt (s. Wüllners Physik, I, 3 71). Alle
Teilchen, welche an der Oberfläche liegen, werden von
den unter derselben befindlichen Teilchen nach innen ge-
zogen: sie ergeben also in ihrer Gesamtheit eine Ober-
flächenschicht, welche auf die ganze Flüssigkeit wirkt wie
ein elastisches Häutchen, welches sich zusammenzuziehen
sucht. Diese Schicht hciüt das „Oberflächen- oder Flüssig-
keitshäutchen" und verhält sich äußeren Kräften gegen-
über wie eine selbständige, der Flüssigkeit aufliegende
und von dieser in mancher Hinsicht unabhängige Mem-
bran. Die Spannung dieses Häutchens wird nun offenbar
geändert, wenn der Draht oder der Faden in der oben
angegebenen Weise vorwärts bewegt wird: die Membran
legt sich, freilich erst, wenn die störende Kraft einen be-
stimmten Wert überschreitet, in Falten, wie wenn ein
Finger streichelnd über die Oberfläche des Handrückens
geführt wird. Da die „Oberflächenspannung" auch durch
Anziehung seitens der Wände des Gefäßes alteriert wird
und dort die allbekannten Erscheinungen der „Kapillari-
tät" erzeugt, so war Scott Russell wohl berechtigt, den
von ihm erzeugten Fältelungen des Flüssigkeitshäutchens
den Namen der „kapillaren" Wellen beizulegen. Die Vor-
gänge auf großen Wasserflächen gestatten nun einen un-
mittelbaren Vergleich hiermit insofern, als jene „Kräuse-
lungen" des Windes erst dann auftreten, wenn die
Geschwindigkeit des letzteren ein bestimmtes Maß über-
schritten hat, wie denn Scott Russell beobachtet haben
will, daß erst ein leichter Hauch von einer halben eng-
lischen Meile stündlicher Geschwindigkeit foder von 0.22 m
in der Sekunde) imstande ist, die von ihm getroffene
Wasserfläche zu kräuseln. Ferner stimmt damit überein.
daß die Fältelung stets in ganz unmeßbarer Zeit im Nu
über der angehauchten Fläche sich einstellt und beim
VorÜbergang des Hauches ebenso schnell wieder ver-
schwindet: Vorgänge, welche die Webersche Theorie nicht
in gleicher Weise befriedigend erklären kann.

Für die Abhängigkeit dieser kapillaren Wellen von einer
bestimmten Minimalstärke des Windes (welche zu messen leider
noch nicht gelang, die aber gewiß mehr als 0,22 m, wenn nicht
0.5 betrug), gewährte dem Verfasser verschiedenemal der Kieler

<>0 Entstehung der Wellen.

Hafen anschauliche Beispiele. Am klarsten waren solche Fälle,
wo ein mäßiger Südwestwind (der in See aber wahrscheinlich
ungleich kräftiger auftrat) das Wasser aus der Föhrde hinauf-
trieb , indem er einen in der Enge bei Friedrichsort sehr fühl-
baren Strom erzeugte, während von der den Leuchtturm tragenden
Landzunge ein Teil dieses ausfließenden Stroms nach Westen in
die Wiker Bucht abgelenkt wurde, wo derselbe nunmehr dem
Winde entgegen strömte. Alsdann zeigte die östliche (ausströ-
mende) Hälfte der Wasserlläche sich regelmäßig noch spiegelglatt,
wenn die westliche Seite, in der Wiker Bucht, gänzlich von jenen
kleinen Furchungen verdunkelt war, welche die Spiegelung auf-
hoben und der relativen Bewegung des Wassers zum Winde ihr
Dasein verdankten: die Bewegung des Windes war alsdann bei
dem gegen strömenden Wasser stark genug, die Oberflächen-
spannung zu überwinden, in dem mitströmenden Teil der Östlichen
Hafenhälfte dagegen nicht. — Uebrigens war schon den alten
homerischen Griechen, die wie alle Seefahrer als aufmerksame
Beobachter der Natur gelten dürfen, die Kräuselung und „Schwär-
zung" der Meeresoberlläche durch die aufkommende Brise wohl-
bekannt:

n o:r t os Zrf jpoio syeüttTO rovtov im fpii
( „opvufiivoto vsov, fieXav«'. U ts :t6vtoc orc 1 oot-qc cet.

Ilias 7. 68, vgl. 21, 126; 23, 692 und Odyssee 3, 402. Die
englischen Schiffer nennen nach Scoresby (Account of arctie
regions, I. 217) diese Kräuselung den lipper oder windlipper.

Sind nun einmal erst jene embryonalen oder kapil-
laren Wellen vorhanden, so hat es keine Schwierigkeit,
das Wachstum derselben unter der weiteren Einwirkung
des Windes bis zu den grotäen „Seen" des offenen Ozeans
zu erklären. Die weitere Ausbildung erstreckt sich so-
wohl auf die Umformung der kurzen schwach gebogenen
in lange geradlinige Kämme, wie auf die Zunahme aller
Dimensionen. Hierbei kommen nun die kreisenden Be-
wegungen der Wasserteilchen in der Welle in Betracht
Im Wellenkamm, im oberen Scheitel, bewegen diese sich
ohnehin mit dem Winde vorwärts: der Wind wird also
ihre Tendenz nach vorn stetig beschleunigend verstärken.
Dagegen behindert der Wind die im Schutze des Kammes
befindlichen und im Wellenthale sich ihm entgegen be-
wegenden Teilchen in keiner Weise. Airy will es sogar
noch wahrscheinlicher finden, daß ein Teil des den Kamm
treffenden Luftstromes nach unten umbiegen und im Wellen-
thale wirbelartig rückwärts (?) fliessen könne, wodurch

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Steigerung der YVellenhöhe durch den Wind

61

denn also die Tendenz der hier befindlichen Teilchen nach
rückwärts direkt eine Stärkung erfahren würde (Tide.«
atid waves § 267). Je länger also der Wind auf die ur-
sprünglich so kleinen Furchungen einwirkt, um so größer
wird er die Amplituden der Orbitalbahnen machen, d. h.
um so großer werden zunächst die Wellenhöhen werden.
Airy (§ 270) hat diese Prozesse sogar einer analytischen
Rechnung unterworfen, auf die indes hier nur verwiesen
sein mag. Er zeigt in höchst interessanter Weise, wie
gerade eine horizontale äußere Kraft vorzugsweise ge-
eignet ist, die Wellenhöhen zu vergrößern. Denn da in
dem oberen Scheitel der Welle alle Teilchen nach oben
sich bewegen, so wird beim Hinzukommen eines horizon-
talen Impulses, wie der Wind ihn gibt, die Resultierende
au* beiden Bewegungen die vertikale Komponente immer
nur vergrößern. Ferner entwickelt Airy klar, wie in dem
Stadium schnell anwachsender Wellenhöhe die Kraft des
Windes auf die Wellenkämme so erhöhend wirkt, daß
die Kontinuität aufgehoben, die Köpfe der Wellen vom
Winde abgebrochen werden: welches Ueberschlagen so
lange andauert, bis die Wellenhöhe und damit die Orbital-
geschwindigkeit den Maximalwert erreicht hat, welcher
bei der vorhandenen Windstärke gegeben ist. In der
That ist es den Seefahrern ganz geläufig, daß die „Seen"
nur so lange schäumende Köpfe zeigen und sich vor dem
Winde brechen, als sie ihre Maximalhöhe noch nicht er-
reicht haben: ist dieses geschehen oder nimmt der Wind
wieder an Stärke ab, so hört das Ueberschlagen auf und
wird das Wellenprofil ein sanfter gerundetes. Letzteres
ist das Stadium der sogen, „toten See", oder wie wir
im folgenden für binnenländische Leser weniger mißver-
ständlich sagen wollen, der „ausgewachsenen" See.
Aber weder in diesem, noch im vorigen Stadium werden
solche „gezwungenen" Wellen in ihren Orbitalbahnen an
der Oberfläche mehr geschlossene Kurven besitzen können,
sondern jedes Wasserteilchen wird vom Winde ein weni#
vorwärts gestoßen, so daß es also nicht mehr die alte
Ruhelage erreicht. Wir werden bei einer späteren Ge-
legenheit hierauf zurückkommen, wo es sich um die Er-

02 rmtormung der Wellen durch den Wind.

klärung der „ Triftströmungen' 4 handelt. .Freie 41 Welleu
zeigen diese Vorwärtsverschiebung der Teilchen nicht.

Wir sahen oben (S. 13), daß die Trochoidentheorie
ein festes Verhältnis zwischen Orbitalgeschwindigkeit der
Wasserteilchen oder der Wellenhöhe einerseits und den
Werten der Periode, Länge und fortschreitenden Ge-
schwindigkeit der Welle andrerseits nicht kennt. Es ist
das ein Mangel der Theorie, dem nicht leicht abgeholfen
werden kann, so daß man darauf angewiesen ist, hier
unmittelbar au die Beobachtungen anzuknüpfen. Ein
solches Verhältnis muß aber vorhanden sein, denn es ist
unbestritten, daß gleichzeitig mit der Wellenhöhe auch
die Wellenlänge und -Geschwindigkeit unter der andauern-
den Windwirkung wächst. Schon die Brüder Weber
entnahmen ihren Experimenten, daß die hohen Wellen
schneller liefen als die niedrigeren. Indes sind die Be-
obachtungen des französischen Lieutenants Paris sachlich
ungleich interessanter, da sie in See mit vollem Verständ-
nis der in Betracht zu ziehenden Umstände erfolgten.

„Die Wellenhöhe/ sagt Paris (Revue maritime et
vol. vol. XXXI, 1871, p. 123 f.), , wächst ziemlich schnell
in dem Maße, wie der Wind stärker wird; sie ist in
hohem Grade abhängig vom vorhandenen Seeraum in
ihrer Ausbildung; sobald sich auf hoher See eine starke
Brise erhebt, erreicht sie leicht 5 m. Sie ist von allen
Wellenmaßen dasjenige, welches am schnellsten sich ver-
mindert und abfällt, sobald die Brise aufgehört hat.*

«Die Wellenlänge ist sehr variabel und wechselt
zuweilen vom einfachen bis zum dreifachen bei zwei un-
mittelbar aufeinander folgenden Wellen. Wenn der Wind
sich erhebt, ist sie anfangs wenig beträchtlich, darauf
wächst sie schneller als die Wellenhöhe, und während
mehrerer Tage vergrößert sich das Verhältnis dieser
beiden Werte in der Weise, daß oft die See am Beginn
eines Sturmes hohler läuft als an seinem Ende, während
dabei die Windstärke konstant blieb. So sahen wir im
Osten des Kaps der Guten Hoffnung infolge starker West-
stürme, welche vier Tage hindurch mit auffallender Regel-
mäßigkeit andauerten, die Höhe der Wellen nur von t>

Digitized by Google

l'ntersucliungen von Lieutenant Pari*.

«53

auf 7 ni steigen, während die Länge derselben am ersten
Tage 113, dagegen am vierten 235 m erreichte. Es ist
Jas die größte mittlere Länge, welche ich (in einer Tages-
reihe) beobachtete . . .

„Die Geschwindigkeit ist das am wenigsten ver-
änderliche unter den Wellenmaßen. Sie ist neben der
Wellenlänge auch dasjenige, welches s,ich am besten und
längsten konserviert, wenn nach dem Aufhören des Win-
des der Seegang sich in Dünung umwandelt. Sobald die
Brise erst im Gange und der Seegang regelmäßig ge-
worden ist, zeigt sich die Geschwindigkeit von einer Welle
zur andern nur sehr wenig verschieden. In der That
kann man nur selten auf hoher See beobachten, daß eine
Welle eine andere überholt, was doch alle Augenblick der
Fall sein müßte, wenn ein auch noch so geringfügiger
Unterschied in ihrer Geschwindigkeit vorhanden wäre.
Sobald der Wind sich erhebt, wächst die Geschwindigkeit
schrittweise und erreicht bald die Größe, welche sie fast
ganz konserviert, bis die Wellenbewegung verlischt. W r enn
man meine täglichen Buchungen prüft, so sieht man so-
fort, daß, sobald der Seegang sich nur voll entfalten
kann, dieselbe Brise fast immer auch eine und dieselbe
Wellengeschwindigkeit erzeugt. u

Hieraus scheint sich folgendes zu ergeben. Die Wellen-
höhe ist der unmittelbarste Effekt des Windes, insofern
dieser die Orbitalgeschwindigkeit der Teilchen vergrößert
bis zu einem bestimmten, der Windstarke angemessenen
Maximalwerte; als der unmittelbarste Effekt hat er auch
die geringste Dauerhaftigkeit. Hier führt also der Wind
den unmittelbaren Kampf mit der Schwerkraft, die ihm
je nach seiner Stärke das Ziel setzt. Was nun die Be-
ziehungen zwischen Windstärke und der Wellenlänge und
-Geschwindigkeit betrifft, so scheint es. als wenn die vor-
handene lebendige Kraft des doch ununterbrochen weiter
thätigen Windes immer größere Volumina in ihren Be-
reich zieht und da die vertikale Erhebung, wie wir sahen,
schnell beschränkt ist, nunmehr vorwärts und in die
Tiefe ausgreift. Denn wenn nach Paris' Aussage die
Länge der Wellen sich so schnell weiter steigert gegen-

ed by Google

64

Umformung der Wellen durch den Wind

über der gleichzeitig unbedeutend wachsenden Höhe, so
wird das Wellenprofil als Ganzes zwar immer flacher,
aber das absolute Volum des gleichzeitig in einer Welle
über das Mittelniveau gehobenen Wassers doch erheblich
größer als vorher bei den kurzen und relativ hohen
Wellen, welche die steile oder „ hohle See* in den ersten
Phasen eines Sturmes kennzeichnen. Das Eingreifen der
Windwirkung von der Oberfläche in die Tiefe ist noch
wesentlicher; es erfolgt gemäß der Formel (I) für die
Radien der Orbitalbannen in den verschiedenen Tiefen-
schichten (vgl. auch die Tabelle S. 12):

[j = he k.

In diesem vorliegenden Stadium der Wellenbewegung ist
die Tiefe z beliebig gegeben und h ist, so lange die
Windstärke noch gleich bleibt, gleichfalls beinahe kon-
stant, nur X ist veränderlich. Alsdann wächst p vorzugs-
weise in dem Maße, wie X größer wird; denn der obige
Exponentialausdruck ist doch ein echter Bruch, dessen
Nenner an Größe abnimmt je mehr X wächst. Der ab-
solute Wert, welchen die Amplituden der Orbitalbahnen
in gegebener Tiefe alsdann zeigen, ist also eine Funktion
der Zeit; je länger der Wind wirkt, je größer die Wellen-
länge wird, um so größer werden die Ausschläge der
Wasserfäden in der Tiefe. Das gleiche gilt von der
Orbitalgeschwindigkeit in der Tiefe, welche nach (XI) ist:

also sich ebenfalls steigert, und zwar auch hier immer
größere Bruchteile von c vorstellt, je größer X wird.
Es geraten also immer größere Wassermassen unter der
stetigen Windwirkung in immer ausgiebigere Schwingungen.
Diese werden sich nun noch lange konservieren kraft
ihres großen Trägheitsmoments und dank der sehr ge-
ringen inneren Reibung des Seewassers, auch wenn an
der Oberfläche die Windimpulse ganz aufhören. Die
Orbitalbahnen an der Oberfläche werden alsdann in ganz
flache Ellipsen Übergehen müssen, da ja die Wellenhöhe

ed by Googl

Einfluß des Seeraums auf die Wellenhöhe.

65

so schnell abnimmt. Wir werden diese Vorgänge noch
spater zu erwähnen haben, wenn es sich um die „Bran-
dung" und die sogen. „ Grundseen tt handelt, und wo sich
ergeben wird, daß der horizontale Durchmesser dieser
Orbitalbahnen doch auch an der Oberfläche noch recht
beträchtlich bleiben muß, wenn auch der vertikale stark
sich verkleinert. Auf alle Fälle ist klar, daß nur die
Wellenhöhe eine einfache Funktion der Windstärke ge-
nannt werden kann, während Länge, Geschwindigkeit und
Periode zunächst von der Zeitdauer abhängen, während
welcher die Windimpulse in gegebener Stärke auf die
Meeresfläche haben einwirken können.

Die Brüder Weber (Wellenlehre § 167, 3) haben bei ihren
Experimenten in der Wellenrinne bereits feststellen können, daß,
wenn die wellenerzeugenden Impulse in größerer Tiefe unter
der Oberfläche auf das Wasser einwirkten, jedesmal die Wellen-
länge größer ausfiel, als wenn die Impulse ganz oberflächlich
blieben; je nachdem sie die Glasröhre, in der die wellenerregende
Wassersäule niederfiel, mehr oder weniger tief in die Flüssigkeit
eintauchten, konnten sie längere oder kürzere Wellen erzeugen.
Dieses Experiment ist unmittelbar auf die «Wind Wirkung, wie wir
sie auffassen, anzuwenden, insofern auch letztere immer tiefer-
liegende Wasserschichten in ausgiebigere Schwingungen versetzt,
je länger sie wirkt, und dementsprechend erfahrungsgemäß die
Wellenlänge wächst.

Doch auch die Wellenhöhe ist nur dann unmittelbar
vom Winde abhängig, wenn eine unendliche Wasserfläche
in Betracht gezogen wird. Da aber in der Wirklichkeit
doch von der Luvktiste seewärts die Windwirkung sich
steigert, so wird also eine gewisse Beziehung vorhanden
sein zwischen der Wellenhöhe und dem Abstand von der
Luvküste. Diese Beziehung hat der englische Ingenieur
Thomas Stevenson auf empirischem Wege zu studieren
versucht, indem er in schottischen Landseen, im Firth of
Förth und Moray Firth Beobachtungen darüber anstellen
ließ (Design and construction of harbours, 2. ed. Edin-
burgh 1874, p. 22 f.; auch New Edinb. Philos. Journal
vol. 53, 1852, p. 358). Unter der Voraussetzung, daß
die Meeres tiefe in der ganzen Strecke luvwärts für eine
volle Entfaltung der Wellen genügend und möglichst
gleichmäßig ist und die Wellenhöhen nicht unmittelbar

Krümmel, Ozeanographie n. 5

ed by Google

66

Umformung der Wellen durch den Wind.

am Strande gemessen werden, stellt Stevenson folgende
empirische Formel auf:

H=15 \ D + (2,5

worin H die Wellenhöhe in englischen Fuß, D den Ab-
stand bis zur nächsten Luvküste in Seemeilen bedeutet.
Ist der Wert für D nicht allzu kurz (unter 10 Seemeilen)
und gleichzeitig die Windstärke nicht allzu heftig, so ge-
ntigt schon der erste Ausdruck obiger Formel; indes wird
für kleinere Wasserflächen und Landseen die vollständige
Formel allein befriedigende Resultate ergeben, wie aus
Stevensons Tabelle hervorgeht, von welcher die folgende
ein Auszug ist (// in Metermaß, D in Seemeilen).

D

• 1

1 •

- 1

•

Ii

2

1,0

25

2,4 1

150

5,6

4

1,3

30

2,6

200

6,5

6

14

40

2,9

250

7,2

8

1,5

* 50

3,2

300

7,9

10

1,7

60

3,5

400

9,1

15

1,9

80

4,1

500

10.2

20

2,2

100

4,6

1000

14,5

Man kann nicht leugnen, daß diesen empirischen Werten T
wenn wir von den höchsten, wo D größer als 200 Seemeilen ist,
absehen, eine gewisse Wahrscheinlichkeit innewohnt. Man hat nnr
bei der Anwendung der Tabelle die Ausmessung des Seeraums
darnach einzurichten, daß angenähert gleiche Wassertiefe auf der
ganzen Strecke vorhanden ist und ferner zu beachten, daß die
Windbahnen streng genommen schon auf 200 Seemeilen Abstand
nicht mehr als geradlinig gelten dürfen, sobald es sich um cyklonale
Luftbewegungen handelt. Es wird aufgefallen sein, daß in den
hohen südlichen Breiten des Indischen Ozeans die Wellenhöhen
größer sind als im Südatlantischen (s. oben S. 49): nun haberr
die „strammen Westwinde* von den Falklandinseln her bis Kerguelen
einen Seerauin von über 5000 Seemeilen vor sich, den sie freilich
nicht durchweg aus gleicher Richtung wehend beherrschen, eben-
sowenig wie die weiter östlich gelegenen Meeresflächen. — In der
Ostsee würde die Strecke von den finnischen Schären bis zur
Halbinsel Heia den größten Wert von Z> zu 350 Seemeilen ergeben-
Die entsprechende Wellenhöhe von 8 m dürfte indes schwerlich
je bei Kordoststnrm vor der Danziger Bucht oder bei Bomholm
vorkommen, und es liegt das gewiß nicht bloß daran, daß die

* Digitized by Googl

Einlluß der Windstärke auf die Wellenhöhe.

67

Tiefenverh&ltnisse auf dieser Strecke sehr verschiedene sind, son-
dern man wird annehmen müssen, daß die Formel für so große
Werte von Z> bereits versagt. In dem westlichsten Teil der Ostsee
zwischen Fehmarn und der schleswigschen Küste sind die Tiefen
gleichmäßiger, der Seeraum D auf 40 anzusetzen, darum bei
Weststurm auf der Höhe von Fehmarn nach Stevensons Formel
eine Wellenhöhe von nicht ganz 3ra zu erwarten, was wieder
nicht unwahrscheinlich aussieht. Das Mittelländische Meer mit
seinen großen Tiefen dürfte am geeignetsten für eine Prüfung
der Stevenson'schen Formel sein : hier hat D zwischen dem tieferen
Teil des Golfs von Lion und der tunesisch -algerischen Grenze,
ebenso wie zwischen Malta und Cerigo den Wert 350. Ob Wellen -
höben von 8 m im hesperischen Becken des Mittelmeeres bei starken
Nordwest stürmen vorkommen, mag dahin gestellt sein (vgl. oben
S. 51); und was die Umschiffung der Insel Cerigo von Osten her
betrifft, so erfreute sich dieselbe in seemännischen Kreisen des
Altertums ungefähr desselben Rufes, wie gegenwärtig eine Uro-
Regelung des Kap Horn gegen den dort herrschenden westlichen
Wind und hohen Seegang.

Aus dem oben über die Beziehungen zwischen Wind-
und Wellenmaßen Gesagten wird sich von selbst ergeben,
daß die mehrfach und zwar mit ziemlichem Aufwand
von Fleiß und Scharfsinn gemachten Versuche, diese
Beziehungen in einen algebraischen Ausdruck zu bringen,
jedesmal als gescheitert angesehen werden müssen, sobald
die Zeitdauer der Windwirkung nicht ebenfalls beachtet
wird. Nur bei den Wellenhöhen etwa wäre letzteres
Moment zu vernachlässigen, sobald man nur voll „ aus-
gewachsene* Wellen in Betracht zieht.

Es liegen vier Versuche derart vor, und zwar sämt-
lich von französischen Seeoffizieren. Der älteste stammt
noch aus dem vorigen Jahrhundert (17(36), von Goimpy
(bei Cialdi, moto ondoso § 1050) und schon de la Cou-
draye (um 1796) hat gefunden, daß die von Goimpy
gegebene Tabelle „weit davon entfernt ist, verläßliche
Resultate zu liefern". Wir können darauf verzichten, so-
wohl den Weg zu prüfen, auf dem Goimpy seine Daten
berechnet hat, wie auch seine ganze Tabelle zu reprodu-
zieren: es genüge daraus zu entnehmen, daß (in modernes
Maß umgerechnet) bei einer Windgeschwindigkeit von
7 m pro Sekunde, also bei Stärke 4 der Beaufortskala
die Wellenhöhe nur 0,4 m, X = 1,9 m und c = 1,3 m

<38

EinlluS der Windstärke auf die Wellenhöhe.

wird. Bei einer Windgeschwindigkeit von 14 m, d. i.
Beaufortstarke 8, wird H= 1,5 m, X = 6,8 und c = 2,7 m;
eine Wellenlänge von 60 m entspricht einer Windgeschwin-
digkeit von 42 m in der Sekunde, wie sie selbst in tropi-
schen Orkanen vielleicht nicht jedesmal vorkommt. Der
Versuch Goinipys ist also noch ein sehr unvollkommener.

Einen zweiten Versuch hat der Admiral Coupvent
des Bois gemacht (Comptes rendus, t. 62, 1866, p. 82;
cf. Cialdi, Anhang p. 642). Der genannte Admiral hatte
dreißig Jahre vorher an der berühmten Weltumsegelung
der „Astrolabe" teil genommen und damals auf Aragos
Veranlassung sechsmal täglich den Zustand der See be-
obachtet. In der Diskussion seiner Notierungen geht
C. des Bois nur auf die Wellen höhen ein. Die Wind-
stärke wurde nicht nach der zwölfteiligen Beaufortskala,
welche zur Zeit der Expedition noch gar nicht üblich
war, gerechnet, sondern nach einer älteren achtteiligen.
Nun ist im allgemeinen die Uebertragung solcher Skalen-
werte in absolute Geschwindigkeit (Meter pro Sekunde)
noch sehr wenig feststehend und nach den neuesten Unter-
suchungen Köppens (Segelhandbuch für den Atlantischen
Ozean S. 45) meist in dem Sinne fehlerhaft, daß die
Geschwindigkeit des Windes viel zu hoch angesetzt wird.
Da wir im folgenden von dieser Uebertragung vielfach
Gebrauch machen müssen, setzen wir die von den ver-
schiedenen Autoritäten angegebenen Werte der Beaufort-
skala her (vgl. Bd. I, S. 200).

Grade nach Beaufort

V

II

in

ZV

v

VI

VII

vm

IX

Reduktion von:

m

m

m

m

m

m

m

m

Meteorological Office

3,6

5,8

8,0

10,3

12,5

15,2

17,9

21,5

25,0

I Ii Fl 8 ......

0,8

1,8

3,4

6,0

9,2

13,1

18,2

23,6

30,1

Antoine

1

2

4

7

11

16

22

29

37

3

4

5,5

7

8

10

12

14

16

Die von Koppen gegebene Reduktion darf als die den
natürlichen Verhältnissen am nächsten kommende gelten;

ed by Googl

Formeln von Coupvent des Bois.

namentlich in den höheren Stärkegraden sind die Ab-
weichuntren von den anderen auffallend; wie denn auch
neuerdings in England selbst die Reduktion des Meteoro-
logical Office mehrfach als unzutreffend angegriffen wor-
den ist.

Coupvent des Bois fand nun, daß, alle seine Beob-
achtungen im Durchschnitt gerechnet, einer Windgeschwin-
digkeit von 5,1 m per Sekunde eine Wellenhöhe von 2 m
entsprach. „ Gemäß der Hypothese," fährt er fort, „daß
das Quadrat der Windgeschwindigkeit proportional ist dem
Kubus der Wellenhöhe, kann man folgende Tabelle für
die effektive Beziehung zwischen Windgeschwindigkeit und
Wellenböhe berechnen, welche so lange gilt, als keine
besonderen Umstände modifizierend eingreifen. tt Wir fügen
den von ihm gegebenen Werten der Windgeschwindigkeit w
noch unter der Kolumne w' die nach Köppens Daten re-
duzierten Werte bei, da die ersteren unzweifelhaft viel
zu hoch angesetzt sind, während die abgeleiteten Wellen-
höhen H als nicht unwahrscheinlich gelten dürfen.

Grade des Windes

w

w'

- 1

m

m

m

1. Faible brise . . .

3

3

1,4

1,5

2. Petit* brise ....

5

5,5

2.0

2,7

3. Jolie brise ....

8

7

2,7

3,5

4. Belle brise ....

13

8

3.8

4,0

5. Forte brise ....

21

10

5.2

5,0

6. Grand frais . . .

33

14

7,0

7,0

7. TenxpHt

50

18

9,3

9,0

ö. uutagan

73

25

12,0

12,5

Die von C. des Bois vorgeschlagene Formel würde also
lauten:

H = Ä = A w *,

wo A eine zu findende Konstante bedeutet, nämlich hier
0,68. Rechnet man aber H nach w\ so paßt die Formel
nicht mehr, sondern es ergibt sich die sehr viel einfachere,
rein empirische Beziehung:

70

Einfluß der Windstürke auf die Wellenhöhe.

welche alsdann ziemlich dieselben Höhen liefert, wie die
fünfte Rubrik obiger Tabelle erweist.

Antoine (Heime maritime et colonuüe 1879, t. 60,
p. 631) hat anknüpfend an die vorher erwähnte Formel

H—Aw's sogar versucht, deren Berechtigung aus all-
gemein physikalischen Betrachtungen herzuleiten, indem
er von der Voraussetzung ausging, daß die lebendige
Kraft der Welle proportional ist dem Winddruck. Die
lebendige Kraft setzt er gleich dem Produkt aus der Masse
mit dem halben Quadrat der Geschwindigkeit der Wasser-
teilchen, und zwar diese im vertikalen Sinne genommen,
nicht in der Richtung des Windes. Die Masse ist pro-
portional dem Produkt //.X, die Geschwindigkeit im Sinne

der Höhe dem Quotienten — , also die lebendige Kraft

x

Der Winddruck in Kilogrammen auf der Flächeneinheit
von 1 qm darf proportional gelten dem Quadrate der
Windgeschwindigkeit 1 ), also w 2 . Folglich ergibt sich, da
der Quotient X:t 2 als konstant anzusehen ist, die von
Coupvent des Bois behauptete allgemeine Beziehung, daß
H* proportional ist tv*. Man wird leicht einsehen, daß

') Nach Rühlmann (Hydromechanik § 168) ergibt sich
der Druck (in kg) einer unter dem Winkel a auf die Fläche F
mit der Geschwindigkeit w wirkenden Flüssigkeit zu

X=k± FwUin »a,

2g

wo k eine Konstante (bei Metermaß fast genau = 1), f das spe-
zifische Gewicht der Flüssigkeit bedeutet. Bei kleinen Winkeln
(unter 20°) ist die Formel nicht mehr verwendbar. Mit Benutzung
Kirchhoflfscher Formeln setzt dagegen Lord Rayleigh (Philos.
Mag. 1876, II, 434) den Druck auf der Flächeneinheit

tc sin a ,

= -j— ; : -p. u>\

4 -J- it s/n a

wo p die Dichtigkeit der Flüssigkeit bedeutet.

ed by Google

Formeln von Antoine.

71

die obige Auswertung der „lebendigen Kraft der Welle",
auf der hier alles beruht, sehr willkürlich ist. Antoine
seinerseits bestimmt die Konstante A, nicht wie sein Vor-
gänger zu 0,o*8, sondern zu 0,75, gemäß seiner Samm-
lung von Wellen- und Windbeobachtungen, auf die wir
uns oben schon einmal bezogen haben (S. 68). Die Aus-
wertung der Windstarken läßt obige Tabelle (S. 45) er-
sehen und ein Blick in dieselbe wird zeigen, wie die
Werte für w noch erheblich größer angesetzt sind als die
offiziellen englischen. Auch seine Beobachtungsreihen

schließen sich unserer empirischen Formel II = ~ w'

{xc nach Koppen bemessen) bequem an. Nur der Voll-
ständigkeit wegen setzen wir noch seine übrigen Regeln
hierher: die Fortpflanzungsgeschwindigkeit der Wellen ist

l_

c = 6 7 9 w 4 ,

also der vierten Wurzel aus der Windgeschwindigkeit
proportional. Hieraus und aus den Wellenforraeln (VIII)
findet er

i

X =30,5 w 2,

T = 4,4 W 2 ,

welche drei Werte in keinerlei Beziehung zur Zeit der
Windwirkung stehen, also unseren Ansprüchen an solche
Wormeln nicht genügen. Außerdem aber machen wir
noch den letzten Einwand, daß Antoine alle Wellen-
beobachtungen durcheinander gerechnet hat, statt sich auf
diejenigen zu beschränken, wo Windrichtung und Wellen-
richtung übereinstimmten, so daß wirklich die Wellen
dann als ein Erzeugnis des Windes gelteu dürften. In-
dem man nur diese Beobachtungen aus seinen Tabellen
herausnimmt und zugleich alle in der Nähe des Landes
angestellten ausschaltet, so erhält man von 202 Messungen
nur 49 diesen Bedingungen genügende. Auch davon ist
noch eine Anzahl zu verwerfeu, welche sich offenbar auf
„ Dünungen* bezieht, die mit dem an Ort und Stelle
herrschenden mäßigen Winde trotz gleicher Richtung
nichts zu thun hatten, wie sich aus der kolossalen Wellen-

ed by Googl

72

Einfluß der Windstarke anf die Wellenhöhe.

länge im Vergleiche zu der minimalen Wellenhöhe er-
kennen läßt. So bleiben am Ende nur 35 Beobachtungen
übrig, welche folgendes Resultat ergeben.

Grade der Windskala . . .

1"

III

IV

V

VI

VII

VIII

Windgeschwindigkeit (Köppen)

4

5,5

7

8

10

12

14

Mittel der Wellenhöhen . . .

(1)

(1,2)

3,0

3,8

4,6

5,0

(8,0)

Zahl der Beobachtungen . .

1

4

5

6

5

3

H = 0,443 w J

1,8

2,3

3,1

3,5

4,4

5,3

6,2

Unzuverlässig sind die Mittelwerte für die Skalen-
grade II und VIII wegen zu geringer Zahl der Beob-
achtungen. Auch die Wellenhöhe für Stärke III ist ver-
dächtig, da in den vorliegenden vier Beobachtungen HjX
ist = resp. 1:80, 1:80, 2:70, 1:45, was sehr nach
Dünung aussieht. Aber für diese Stärke III könnten wir
eher den von Coupvent des Bois gefundenen höheren
Wert H = 2,0 einfügen, obwohl auch sicherlich in diesem
Mittelwert zahlreiche Messungen von Dünung enthalten
sind, derselbe also als ein Minimalwert gelten muß.
Das Ansteigen der Wellenhöhen mit der Zunahme von w
erfolgt hier von Stärke IV ab angenähert nach dem Ver-
hältnis H = 0,443 w; bei den schwächeren Winden aber,
ebenso wie schon bei Coupvent des Bois* Tafel hervor-
trat, nicht einfach linear, sondern schneller. Anscheinend
erfolgt die Zunahme der Wellenhöhe bei allen Stärke-
graden von weniger als 7 m Geschwindigkeit pro Sekunde
nach einer hyperbolischen Kurve, und diese schließt
sich schon bei allen Werten von w, welche über 7 m be-
tragen, sehr nahe an ihre Asymptote an. In der Gleichung
der Hyperbel

y = —\jx*—a 2
u a

ed by Google

I

Untersuchungen von Päris. 73

gibt uns y die Wellenhöhe //, wenn x die Windgeschwin-
digkeit w ist. Aus der Annahme, daß erst eine Wind-
stärke Ton mehr als 0,5 m pro Sekunde Wellen erzeugt
(vgl. S. 59), erhält man a = 0,5. Für den Fall x — 7,
y = 3 ergibt sich alsdann b = 0,215; daraus die voll-
ständige Formel:

H = 0,43 v /r»— 0,25.

Aus den Köppenschen Werten für Windstärke III, II
und I würden sich darnach die bezüglichen Wellenhöhen
ergeben von 2,35, 1,7 und 1,3 m, und für ic = 1 m,
H = 0,37 m : — sämtlich immerhin noch hohe Werte !
Was hier fehlt, ist eine zuverlässige Bestimmung der
Konstante a in der Natur, also derjenigen Windgeschwin-
digkeit, bei welcher überhaupt erst eine Wellenbewegung
beginnt. Wollte man aus unseren zwei zusammengehöri-
gen Daten für // = 5, wenn w = 7, und den von Coup-
vent des Bois gefundenen H = 2, wenn w = 5,5 den
Koeffizienten a berechnen, so würde sich derselbe zu
3,67 m ergeben: was also bedeutete, daß schwächere
Winde als solche von 3 */3 m Geschwindigkeit eine Wellen-
bewegung nicht erzeugen könnten. Verfasser ist indes
weit davon entfernt, diesen hohen Wert von a für rich-
tiger zu halten als den oben angesetzten, viel niedrigeren
von 0,5 m.

Einen vierten Versuch, die Beziehungen zwischen
Windgeschwindigkeit und Wellenmaßen zu studieren, hat
der oft erwähnte Lieutenant Paris gemacht (Revue marit.
XXXI, p. 126), und zwar erstrecken sich seine wie immer
höchst beachtenswerten Bemerkungen auf die Abhängig-
keit der Wellengeschwindigkeit (c) von der Windstärke (u).
Da er indes sein Material nicht nur nach den geographi-
schen Windregionen, sondern auch nach Klassen des See-
gangs, mit Beachtung der Windstärke, geordnet hat, so
gewährt schon seine hierauf bezügliche Zusammenstellung
rar uns ein erhebliches Interesse. Wir korrigieren seine
Angaben ftlr die Windgeschwindigkeit wiederum nach
Koppen (cf. Tabelle S. 68) und geben außer den Mittel-
werten der Wellenhöhen auch deren absolutes Maximum

I

i

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74

Einfluß der Windstärke auf die Wellenhöhe.

und Minimum für jede Klasse, und ferner das Verhältnis
von Wellenlänge zu Wellenhöhe im Mittelwerte, Maximum
und Minimum.

Klasse
des
Seegangs

Windge-
scnwm-

Meter

Wellenhöhe
Meter

Mittel I Max. I Min.

[Verhältnis der Länge
zur Höhe der Wellen

Mittel Max. | Min.

Sehr hohe See .

1 16

7,75

11,5

6,5

19.1

22,5

15,4

Hohe See ....

13

5,03

7,5

3,5

21,0

23.0

15.0

Grobe See. . . .

10

3.55

6,5

2,3

21,6

30,0

13.3

Hohe Dünung .

8

4,10

7,0

3,0

29.3

48.6

18.4

2,40

4.5

1,0

32.5

63,3

15,3

Leichter Seegangj

6,8

1,60

4,0

0,8

38,7

80,0

21,6

Im Oanzen schließen sich die beobachteten Wellen-
höhen leidlich an unsere Formel an bei den ersten drei
Klassen, wo die berechneten Höhen resp. 6,9, 5,6, 4,3
werden. Dagegen für die übrigen drei Klassen ist die
Uebereinstimmung weniger gut (Jf=resp. 3,4, 3,0, 2,9)
und auch schließlich nicht zu erwarten, denn die „freien*
Wellen der Dünung stehen hier gar nicht zur Diskussion,
sondern nur die der unmittelbaren Windwirkung unter-
liegenden.

Man erkennt aus den letzten Rubriken, wie für die „ge-
zwungenen* Wellen der Quotient H\ \ viel größer ist, als für
die , freien" Wellen, für ersterc dürfen wir 1:15 bis 1:20 als
wahrscheinlichste Werte für das Stadium der „ausgewachsenen
See" setzen und hätten damit vielleicht eiuen Weg, um für dieses
Stadium auch aus H die Werte für \ und damit c und t zu be-
rechnen. Die weitere Aenderung der Wellenmaße bei andauernd
gleicher Windstärke analytisch zu verfolgen, ist vielleicht nicht
ganz aussichtslos, wenn an Airy, Hagen und Boussinesq ange-
knüpft wird und im übrigen die oben citierte Beobachtung von
Paris als Wegweiser dient, daß bei einer konstanten Windstärke
(w = ca. 15 m p. Sek.) die Wellenlänge in vier Tagen sich nahezu
verdoppelte, während die Wellenhöhe nur zunahm.

Was nun das Verhältnis der Geschwindigkeit des
Windes zu der der Wellen betrifft , so gibt Paris die
letztere in der weiter oben (S. 43) abgedruckten Tabelle
für das Passatgebiet zu durchschnittlich 11 bis 13 m, im

ed by Googl

Untersuchungen von Päris.

75

Gebiet der strammen Westwinde zu 14 bis. 15 m an. Die
mittlere Windstärke setzt er im Passat zu III bis IV seiner
Skala, im Gebiet der Westwinde zu VI bis VII an, die

fdazu gehörige absolute Windgeschwindigkeit würde nach
Koppen im Passat auf etwa 7. im Bereich der Westwinde
auf 10 bis 11 m anzunehmen sein. Folglich laufen die
Wellen in beiden Fällen 1 * 2 mal schneller als die Luft-
teilchen im Winde. Wir sahen oben (S. 46), daß aber
bei Sturmwellen Werte von c vorkommen, welche sogar
30 und 40 m in der Sekunde überschreiten, während die
Windgeschwindigkeit in solchen Fällen kaum erheblich
über 20 bis 25 m betragen dürfte. In der That sind seit
alters her alle Seefahrer mit der Erscheinung vertraut,
daß die Wellen als „Dünung 14 vor dem Winde, nament-
lich vor dem Sturme, herlaufend diesen ankündigen. Schon
die aristotelischen „Probleme 41 (p. 931, a, 38; 932, b, 29;
934, b, 4 der akad. Ausg.) beschäftigen sich mit der Frage,
.warum die Wellen zuweilen früher ankommen als der
Wind", wenn auch die Erklärungsversuche recht dunkel
9ind. Es muß diese Thatsache allerdings bei allen solchen
Beobachtern Staunen erregen, denen der Unterschied
zwischen der Fortpflanzungsgeschwindigkeit (c) und der
Orbitalgeschwindigkeit (r) nicht bekannt ist. Nach (IX)
ist die letztere

h , h
r = c — = 2z c
r X

(wo h die halbe Wellenhöhe bedeutet). Daraus folgt bei
den Passatwellen in Paris' Tabelle, wenn wir h = 1,2,
X = 85, c = 12 setzen, v — 1,005 m; und bei den West-
winden, wo h = 2,4, X = 125, c = 14,5 zu setzen ist,
wird v zu 1,75 m. Man kann sich also überzeugen, daß
hier (in diesen Mittelwerten!) die Windgeschwindigkeit
noch immer im Passat 7,5, in den Westwinden Omal
größer ist als die Orbitalgeschwindigkeit der Wasser-
teilchen!

Nun zu Päris. „Die Dünung ist oft als ein An-
zeichen für Wind gehalten worden, und die Richtung,
woher sie kommt, kann unter Umständen eine Idee von

76 Einfluß der Windstärke auf die Geschwindigkeit der Wellen.

derjenigen gelten, woher der Wind wehen wird. Da eine
Beziehung zwischen der Schnelligkeit der Wellen und der
Windstärke vorhanden ist und diese letztere sich sehr
gut in der Dünung konserviert, so kann man aus der
Beobachtung dieser einige weitere Indizien entnehmen,
welche gewig nicht gerade positiv sein, aber zu anderen
sich fügend sehr nützliche Winke liefern können. Wenn
beispielsweise die Dünung eine Geschwindigkeit von 12
bis 13 m hat, ist es höchst wahrscheinlich, daß sie durch
eine Reihe frischer und regelmäßiger Brisen erzeugt ist,
wie man sie im Passat oder Monsun trifft, und deren
Vorläuferin sie sein kann. Eine Geschwindigkeit von 15 m
würde eine steife Brise, und eine solche von 17 bis 18 m
einen richtigen Sturm ansagen. — Die Wasserteilchen,
welche die Welle zusammensetzen, haben bekanntlich nur
eine sehr schwache Eigenbewegung, und der Wind treibt
sie noch immer an, selbst wenn die Fortpflanzungsgeschwin-
digkeit der Undulation schneller ist als er. So kommt es,
daß eine Brise von 5 bis 6 m pro Sekunde Wellen schafft,
welche sich mit fast der doppelten Geschwindigkeit fort-
pflanzen und diese wachsen läßt bis zu einem bestimmten
Grenzwert ihrer Dimensionen und Schnelligkeit . . . Wie
oben erwähnt, wächst das Verhältnis der Windgeschwin-
digkeit zur Wellengeschwindigkeit ziemlich schnell in dem
Maße, wie die Brise stärker wird. Ich habe untersucht,
ob nach meinen Beobachtungen hierin eine gewisse Regel-
mäßigkeit vorhanden ist. Aber ich durfte für diese Er-
mittelung nur solche Daten benutzen, welche soviel als
möglich der Einwirkung des vorhergehenden Wetters oder
lokaler Umstände entkleidet sind. Auch alle Dünung
mußte ich ausscheiden und alle Beobachtungen in flachen
Meeresteilen, ferner auch, indem die Originalnotizen zu
Grunde gelegt wurden, alle Übrigen Beobachtungen, welche
von irgend einer fremden Ursache beeinflußt erschienen, so
daß mir dann schließlich nur eine um so kleinere Zahl von
Daten übrig blieb, als das Phänomen selbst zu den un-
regelmäßigsten gehört und die Beobachtungsmethode recht
unvollkommen war; daraus folgt, daß einigermaßen be-
gründete Schlußfolgerungen sich nur aus einer immens

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Untersuchungen von Päris.

77

groLien Zahl von Einzeldaten ziehen lassen. Dem sei,
wie ihm wolle — indem ich die 31 Tagesreihen, welche
mir nach den oben angegebenen Ausscheidungen Übrig
blieben, in vier Gruppen teilte und das Mittel aus dem
Verhältnis der Windstärke zur Wellengeschwindigkeit ftir
jede Gruppe bildete, so kam ich zu Zahlen, welche ein
sehr regelmäßiges Anwachsen zeigen. Anstatt nun das
einfache Verhältnis zu nehmen, versuchte ich das der
Quadratwurzel aus der Windgeschwindigkeit zur Wellen-
geschwindigkeit, und gelangte zu einem bei allen vier
Gruppen ziemlich konstanten Werte dieses Verhältnisses :
was anzudeuten scheint, daß bei genügendem Seeraum,
einer dauerhaften Brise und regelmäßiger See die Wellen-
geschwindigkeit proportional ist der Quadratwurzel aus
der Windgeschwindigkeit." Die Daten enthält die nach-
stehende Tabelle, welche wir durch Korrektion der von
Päris zu hoch angesetzten Windgeschwindigkeit (nach
Tabelle S. 68) vervollständigten und deren Kritik wir da-
mit tiberhoben sein mögen. Im übrigen ist die Tabelle

Wellenge
in Met

Gruppen

schw. j

" 1

Mittel
= c

Windge8chw.
in Meter

w u>'
nach nach

Paris 1 Koppen

w

c ~~

w' _
c

yju>
c

c

Zahl
der
Tages-
reihen

I. 8-11
11.11-14

III. 14 — 15

IV. üb. 15

9,6
12,5
14,6

1M|

6,0
12,4
16,4
21,6

7,0
9,6
12,1
13,3

0,63
0,99
1,26
1,32

0,73
0,77
0,83
0,81

0,25
0,27
0,29

r

0,28
0,25
0,24
0,22

8
8
8
7

vortrefflich geeignet, die größere Geschwindigkeit (c) der
Welle gegenüber der des Windes (w f ) ins Licht treten zu
lassen. Wellen der Gruppe IV durchlaufen in der Stunde
32 Seemeilen, also in 3 Stunden 96 Seemeilen, während
der dazu gehörige Wind stündlich 26 Seemeilen, also in
3 Stunden rund 78 Seemeilen zurücklegt. Diese Differenz
wird sich stetig vermehren, je länger der Sturm weht,
ja es kann infolgedessen die Dünung weit über das Ge-

78 Einüuß der Windstärke auf die Geschwindigkeit der Wellen

biet hinauseilen, auf welches der Sturm überhaupt seine
Wirkung erstreckt. Indes sieht man leicht ein, daß nur
tagelang hindurch herrschende Stürme auf sehr weiten
Wasserflächen geeignet sind, solche lange und schnelle
Dünung in die Ferne zu schicken, wie wir sie oben kennen
lernten, wo es galt, die Maximalwerte für Lange, Periode
und Geschwindigkeit der Weilen festzustellen.

„ Nachdem der Wind aufgehört hat, * berichtet Paris,
w werden die Seen ersetzt durch eine Dünung, welche deren
Länge und Geschwindigkeit lange Zeit hindurch und in
sehr großem Abstände von der Stelle konserviert, wo
die Windstille eingetreten ist. So wurden wir (im süd-
lichen Indischen Ozean), nachdem am 31. Oktober 1867
die steife Südwestkühlte uns verlassen hatte, um von den
Kiilmen des Steinbocks ersetzt zu werden, welche wir
unter Dampf durchmaßen, begleitet während dreier Tage
von einer Dünung, die nicht der geringste Windhauch
beeinflußte. Die Südwestkühlte hatte eine regelmäßige
See von 4,5 m Höhe bei 148 m Länge (in Mittelmaßen)
und einer Geschwindigkeit von 15,3 m pro Sekunde auf-
geworfen. 60 Stunden später, 350 Seemeilen davon ent-
fernt, besaß die Dünung, die etwa 12 Stunden gebraucht
hatte, diesen Raum zu durchlaufen, noch 15 m Geschwin-
digkeit und 135 m Länge. Man kann also diese beiden
Maße als unverändert ansehen, während die Wellenhöhe
sich um die Hälfte vermindert hatte. An dem letzten
Tage, welchen diese lange Dünung und die gieichzeitigt
Windstille andauerte, wurde die Dünung von einer kleinen
östlichen See gekreuzt, die kaum meterhoch war, dabei
eine Geschwindigkeit von 7,3 m und eine Länge von 53 m
besaß, d. h. fast dieselben Verhältnisse, die wir im voll
entwickelten Passat vorfanden, als wir diesen am 3. No-
vember erreichten. Die nun herrschende regelmäßige
Brise ließ dann die letzten Undulationen jener langen,
von der Südwestktihlte erregten Dünung verschwinden,
die sich 150 Seemeilen durch eine Stillenregion hindurch
fortgepflanzt hatte, während die kleinere Dünung des
Passats in dieselbe nur 50 Seemeilen über den Bereich
des letzteren hinaus vorgedrungen war."

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Synoptische Wellenkarten.

Aehnliche detaillierte Beobachtungen aus anderen
Meeren waren im höchsten Maße erwünscht; denn wir
werden sehen, daß jene lange Dünung zwar von den
„gezwungenen" Wellen des Passats verdeckt, aber nicht
vertilgt sein muß, wenn sie noch in einigen tausend See-
meilen Abstand an den flachen Küsten eine schwere
Brandung erzeugen kann.

In dieser Hinsicht sind vielleicht einige Karten des Wellen-
zustandes im Nordatlantischen Ozean von Interesse, welche Ver-
fasser Gelegenheit hatte, auf der deutschen Seewarte aus den
Schiffsjournalen nach dem synoptischen Prinzip zusammenzustellen.

1) Die erste Karte bezieht sich auf den 5. April 1881 vor-
mittags 8 Uhr. Seit dem 4. April werden in dem Meeresstrich
südlich von Neufundland im Golfstromgebiet äußerst starke nord-
westliche Stürme mit orkanartigen Böen auf den Wetterkarten
verzeichnet. Durch diese wurde eine hohe nordwestliche Dünung
aufgeworfen, welche durch die damals sehr breite Zone der Ross-
breiten hindurch in den Nordostpassat vordrang. In dem Raum
zwischen 30° und 20° N. Br., 42° und 32° W. Lg. befanden sich an
jenem Morgen 7 Beobachter der Seewarte, welche sämtlich eine
sehr hohe nordwestliche Dünung (Schiff No. 1402 notiert Stärke 5
der Wellenskala, in 21 Ya° N. Br., 47 1 /* 0 W. Lg.) auszuhalten hatten,
die sie im höchsten Maße belästigte, zumal der Passat nur äußerst
schwach auftrat. An demselben Morgen notierte noch in 1472°
N. Br. und 42 V« 0 Lg. Schiff No. 1400 bei gutem Passat und ent-
sprechendem Seegang (von Stärke 4) eine lange Dünung ans
NNW: die also von dem Golfstromgebiet in 40 c N. Br. her jeden-
falls mehr als 1500 Seemeilen durchlaufen hatte.

2) Eine zweite synoptische Wellenkarte bezog sich auf den
12. Februar 1878, morgens 8 Uhr. Am 10. und 11. d. M. hatten
südlich von Neufundland, am 8. und 9. östlich davon ebenfalls
enorm starke Nordwestböen getobt, die am Morgen des 12. durch
die südlichen bis südwestlichen Winde einer neuen Cyklone, deren
Zentrum bei New York lag, abgelöst wurden. In der ganzen Ost-
hälfte des Passatgebietes südlich von 30° Br. von Madeira an bis
45° W. Lg. zeigen alle Schiffsjournale eine kräftige nordwestliche
Dünung, welche sich mit dem Seegang des Passates kreuzte. Die
vom Erregungsorte entfernteste Position gibt Schiff No. 995
(.hohe lange Dünung aus Nordwest") in 7'/a° N. Br. und 16 3 /« 0 W.
L„, also nur 270 Seemeilen von der afrikanischen Küste bei Sierra
Leone abstehend: von dem Golfstromgebiet in 40° N. Br. dagegen
nicht weniger als 2500 Seemeilen entfernt. Zum Vergleich diene der
Abstand zwischen New York und Lizard mit 2900 Seemeilen.

3) Danach wird es nicht wunder nehmen, wenn solche von
den Golfstromorkanen aufgeworfene Dünung sogar den Aequator
überschreitet und in südliche Breiten vordringt. Das war nach

80 Absen wächung der Wellen durch Fremdkörper.

den deutschen Schiffsjournalen der Fall Ende März 1881. Schon
am 11. März notiert das von Java nach dem Kanal bestimmte
Schiff „Barbarossa* in 3° 54' S. Br., 20° 30' W. Lg. „zeitweise nörd-
liche Dünung bemerkbar". Noch südlicher stand am 21. M&rz
früh 8 Uhr das Schiff „Pacific", ebenfalls nordwärts segelnd, in
5° 11' S. Br., 32° 3' W. Lg., als im Schiffstagebuch notiert wurde:
„Wind SO, Stärke 4, Dünung von NW bemerkbar. 8 Auch bei
weiterem Vordringen nach Nord in den folgenden Tagen lag das
Schiff ständig auf der gleichen Dünung.

Uebereinstimmend mit diesen Einzelfällen bemerkt Kapitän
Toynbee in dem Text zu der offiziellen englischen Publikation:
Charts of meteorological data for the nine ten-degreesquares of tht
Atlantic between 20° N.-Lat. and 10° S.-£at. London 1876, p. 49^
(vgl. Ann. d. Hydr. 1876, S. 382; 1877, S. 309), daß in der äquatorialen
Stillenregion im (nördlichen) Winter und Frühling eine kräftige
Nordwestdünung sehr häufig sei, dagegen nicht minder im Sommer
eine südliche und südwestliche Dünung vorkomme: beides Fern-
wirkungen der in Orkanböen wehenden winterlichen Weststürme
der hohen Breiten jenseits 40° Br. auf beiden Hemisphären. Ein
englisches Schiff, „British Consul", notierte vom 21. bis 24. Fe-
bruar 1871 auf der Fahrt zwischen 2° S. Br., 22° W. Lg. nach
9° S. Br., 28° W. Lg. segelnd stetig hohe Roller aus Nordwest. —
Wir werden im folgenden (S. 96) sehen, wie diese Dünung anf
der Reede von St. Helena noch eine höchst gefährliche Brandung
zu erzeugen vermag in einem Abstände vom Golfstromgebiet, der
nicht unter 4000 Seemeilen zu veranschlagen ist!

Die wellenerzeugende Wirkung des Windes wird er-
heblich modifiziert durch zwei andere, bisher noch nicht
berührte Umstände : erstlich durch gewisse in dem Wasser
schwebende Fremdkörper (Oel, Eis, Tang, Schlamm), oder
zweitens, wenn die Windstöße selbst von Niederschlägen
(Regen, Hagel) begleitet werden. Alle diese Kompli-
kationen bewirken, daß zunächst die Wellenhöhe (und
vielleicht auch die übrigen Dimensionen der Wellen?)
kleiner wird, als wenn jene nicht vorhanden wären.

Die wellenstillende Beimengung von Eis, Tang und
Schlamm ist mehrfach konstatiert (Cialdi § 253 f.). Scoresby
(Account of arctic regions I, 239) beschreibt sehr anschau-
lich, wie die beim Gefrieren des Seewassers zuerst in
Masse auftretenden Eisnadeln alsbald die Dünung dämpfen: |
offenbar wird dadurch die innere Reibung erheblich ver-
stärkt und die lebendige Kraft der Welle damit ver-
mindert und aufgezehrt. Ebenso wirken Schlammteilchen
und auch größere Treibkörper, wie Eisstückchen und

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Wellenslillende Wirkung des Oels.

81

Tangzweige. Schwieriger zu erklären ist die seit dem
Altertum wohlbekannte wellenstillende Eigenschaft des
Oels. Franklin, seine oben (S. 56) gegebene Theorie
von der Entstehung der Wellen benutzend, war der An-
sicht, daß bei der schnellen Ausbreitung des Oels über
eine Wasserfläche „sich zwischen die letztere und die
Luft ein Oelhäutchen einschaltet, an welchem der Wind
nicht fassen kann, um die kleinsten (kapillaren) Wellen
zu erregen; daß der Wind vielmehr darüber hingleitet
und es so eben läßt, wie er es vorfindet". Die Beob-
achtungen der neuesten Zeit ergeben, daß in der That
jene feine Fältelung der großen Wellen auch nach Aus-
breitung einer kleinen Quantität von Oel alsbald ver-
schwindet, und bei Anwendung großer Oelmengen die
Wellenkämme ihre brechenden Köpfe verlieren. Aber eine
schwere Küstenbrandung mit ihren mächtigen Grundseen
bleibt doch im wesentlichen unbewältigt. Die Erklärung
dieser merkwürdigen Vorgänge liegt darin, daß die Ober-
flächenviscosität des neuen Oeihäutchens, welches statt des
alten Wasserhäutchens die Wasserfläche überzieht, ver-
schieden ist von der des letzteren. Die moderne Physik
zeigt (Alfr. Daniell, Principles of Physics, London 1884,
p. 247 f.), daß das Fiüssigkeitshäutchen ganz allgemein
eine größere Zähigkeit besitzt als die darunter gehaltene
Fiüssigkeitsmasse , weshalb beispielsweise Luftbläschen,
welche die letztere, von unten nach oben aufsteigend,
schnell durchdringen, vielfach nicht imstande sind, das
Häutchen zu durchbrechen ; womit die Schaumbildung zu-
sammenhängt. Oel gehört zu den Stoffen, die mit einer
geringen Oberflächenspannung eine sehr große Ober-
flächenzähigkeit verbinden, welche letztere also verhindert,
daß der Wind sie so leicht in Falten legt, wie das Wasser-
häutchen. Diesem wohnt eine beträchtliche Oberflächen-
spannung bei, die bei chemisch reinem Wasser groß ge-
nug ist, sogar die Oberflächenzähigkeit zu überwinden,
weshalb solches Wasser gar nicht schäumt. Da Seewasser
leichter schäumt als Frischwasser, ist die Oberflächen-
spannung bei ersterem übrigens nicht ganz so beträcht-
lich, wie bei letzterem (vgl. auch Comptes rendus 1882,

Krümmel, Ozeanographie II. 6

82

Brecher and Koller.

tome 95, p. 1055 einen exakten Versuch van der Mens-
brugghes, diesen Effekt des Oels zu berechnen). — Man
wird wohl nicht fehlgehen, wenn man die von den See-
fahrern so häufig erwähnte Besänftigung der Wellen durch
kräftige Niederschläge aller Art (Scoresby I, 222) eben-
falls auf eine Aenderung jener Oberflächenspannung bezw.
-Zähigkeit zurückführt, welche durch so zahlreiche und
gleichzeitige Impulse auf kleinstem Flächenraum im Flüssig-
keitshäutchen bewirkt wird. Wenn im Gegenteil dem
Nebel (Ann. der Hydr. 1877, S. 538) auf der Neufund-
landbank eine wellenerhöhende Wirkung zugeschrieben
wird, so beruht das vielleicht auf einem Mißverständnis
insofern, als der vorzugsweise dort Nebel erzeugende Süd-
wind seine Wellen einmal vom tiefen Wasser auf flacheres
schickt, ferner diese Wellen gegen den Labradorstrom
laufen läßt: welche beiden Umstände an sich schon eine
Erhöhung der Wellen bewirken. Die gleichzeitigen Nebel
könnten also nur zufällige Begleiter dieser mechanischen
Wirkungen sein. Auch Brernontier (bei Weber § 42) be-
merkte schon, daß nicht selten das Meer auch bei völliger
Windstille stark bewegt sei, wenn die Atmosphäre mit
Nebel belastet ist. l )

VI. Brecher. Roller. Brandung. Abrasion.

Wir sahen oben, wie der Wind bei zunehmender
Stärke die Kämme der Wellen abbricht, so daß diese in
die vor ihr befindliche Höhlung hinabstürzen: dieses ist
auch der Fall bei sturmbewegter See, und die alsdann
auftretenden „Sturzseen 1 * sind um so gefährlicher, als
kolossale Massen von Seewasser mit erheblicher Geschwin-
digkeit aus ziemlicher Höhe herabstürzen und eine leben-
dige Kraft von höchst zerstörender Wirkung vorstellen.
Schiffe, welche mit kleinen Segeln oder ganz ohne solche

! ) Herr Kapt. z. S. Aschenborn sprach dem Verf. gegenüber
kürzlich die gewiß zutreffende Ansicht aus, daß hier eine optische
Täuschung im Spiel sein dürfte insofern, als im Nebel immer nur
eine „See" überblickt, die Kimm aber gar nicht gesehen werden
könne. Sowie der Nebel zerreißt, erscheint die See sofort ruhiger^
weil dann die Wellenhöhen alsbald richtiger taxiert werden.

ed by Googl

I

Sturzseen.

83

(»vor Top und Takel*) vor dem Sturme herlaufen („ lenzen 44 ),
sind den Sturzseen um so mehr ausgesetzt, je weniger
leicht das Hinterteil des Schifies von den Wellen sich
aufheben läßt, was von der Bauart des Schiffes abhängt:
-gute Seeschiffe" haben meist wenig von Sturzseen zu
fürchten. Andere, schlechter gebaute dagegen, deren
Hinterteil die ankommende Welle aufhält, bewirken, date
sich die Kämme der letzteren mit voller Gewalt auf das
Deck stürzen, dort die größten Verwüstungen anrichtend,
auch wohl Menschen auf der Stelle erschlagend. Schiffe,
welche mit Dampfkraft gegen stürmische See anlaufen
wollen, werden von solchen Sturzseen an ihrem Vorder-
teil Beschädigungen erfahren ; solche Schiffe, welche steuer-
los in der wirren gekreuzten See eines Orkanfeldes liegen,
sind ein sicheres Opfer der von allen Seiten über sie
hereinbrechenden Sturzseen.

Die in der zentralen Stille tropischer Orkane durch Inter-
ferenzen gebildeten „pyramidalen** Seen werden von allen See-
fahrern am meisten gefürchtet, wie überhaupt der Winddruck bei
diesen Orkanen in seiner unmittelbaren Wirkung auf die Takelung
bei weitem weniger Gefahr repräsentiert als die Wut der kolos-
salen Wellen, namentlich der Sturzseen. Der englische Admiral
und Hydrograph Sir Edward Belcher berichtete gelegentlich
einer Debatte über diese Sturzseen (JVransactionn of the Institution
of Natal Architect8, vol. XIV, London 1873, p. 17), daß einmal
im Jahre 1814 eine See das ganze Hinterteil eines Schiffes hinweg
geschlagen habe: nicht nur die ganze Admiralseinrichtung, son-
dern auch die Batterie wurde zerstört. Zwei Stunden später, als
das Schiff vor Grossmarssegel und Fock lenzte, wurde es durch
eine riesige See völlig „&eca/m«i u , so daß das Alarssegel an den
Mast zurückflatterte, während die See Uber den Großtop spritzte,
dann aber auf das Deck herniederfiel, alle Boote hinwegfegte und
die Hängemattenkästen an der Stenerbordseite so scharf abschlug,
als wenn sie mit einem Meißel abgestemmt wären. — Vgl. auch
die sehr anschauliche Beschreibung der Sturzsee, welche dem
Dulder Odysseus sein Blockschiff zerschlägt, Odyssee V, 365 ff.

Ueberschlagende Kämme zeigen auch kleinere Wellen
jedesmal, wenn sie dem herrschenden Winde entgegen
laufen, nur mit dem Unterschiede, daß die Kämme in
das rückwärts gelegene Wellenthal zurückfallen: die „Mur-
see - der Seeleute. — Besonders hohe Wellen und heftige
Sturzseen sind lokal dort häufig, wo die herrschende
Dünung einer Strömung entgegenläuft: so in Flußmün-

84

Brecher und Roller.

düngen, im Gebiete starker Gezeiten- oder besonders
starker Meeresströme. In diesen Fällen werden die von
der Welle ergriffenen Wasserfaden im Bereiche des Wellen-
kammes durch den ihrer Bewegung sich entgegenstemmen-
den Druck der Strömung stark zusammengepreßt, wodurch
die Kämme höher und steiler werden und schließlich
wegen mangelnder Unterstützung überschlagen, und zwar
in der Richtung dem Strom entgegen.

Beispiele hierfür gibt besonders Stevenson (Harbours p. 61 ff.).
Die Pentland-Föhrde zwischen Schottland und den Orkney-Inseln
ist die Stätte überaus heftiger Gezeitenströme, dort „Äoosf u oder
„ßö<ir u genannt. Die Hoost von Louther und die von Swona
läuft 4,6 m, die bei den berüchtigten Peutland Skerries 5,5 m in
der Sekunde. Zur Zeit der Ebbe ist sie am Westeingange der
Föhrde bei westlicher Dünung, zur Flutzeit am Osteingange bei
gleichzeitiger östlicher Dünung, am meisten gefürchtet: dann läuft
allemal der Strom am kräftigsten der Dünung entgegen. Da hier
eigentlich ununterbrochen eine westliche Dünung steht, so ist bei
Ebbezeit das Segeln in der Pentland-Föhrde äusserst gefährlich,
zumal hinter den kleinen, im Fahrwasser liegenden Felseninseln
sich Maalströme entwickeln.

Von der hoch laufenden See auf der Neufundlandbank bei
Südwind, welcher dem Labradorstrom entgegenwirkt, war schon
oben die Rede. Weitere Beispiele der Art liefert die See südlich
vom Kapland im Bereiche des Agulhasstroms bei Westwind,
ebenso (nach Partsch) das Kap Malia in Griechenland, woselbst
ebenfalls ein Meeresstrora aus dem Aegäischen Meer nach Westen
umbiegt und deu herrschenden Westwinden und ihrer langen und
hohen See entgegenläuft (s. oben S. 67).

Nach Stevenson werden hingegen Seen, welche senkrecht
gegen einen heftigen Gezeitenstrom anlaufen, von dieser fast völlig
unterdrückt (wegen der am Rande dieser Ströme vorhandenen
Wirbelbewegungen?), wofür er mehrere Beispiele von den Shet-
land-Inseln beibringt. Meeresströme haben indes diese Wirkung
nicht, denn wir sahen, wie die Dünung aus dem Golfstromgebiet
bis nach St. Helena hin quer durch drei Meeresströmungen sich
fortpflanzt. — Schiffe, welche „beigedreht" liegen, erhalten die
See zwar unter spitzem Winkel von vorn, aber da der Wind den
Schiffskörper leewärts drückt, 80 treffen die Wellen vor dem
Schiffe auf Wasser, welches unter diesem heraufgequollen ist, und
dessen zahlreiche kleine Wirbel bewirken, daß die Wellen sich
nicht normal ausbilden können und jedenfalls aufhören, über-
zuschlagen. Diese kleinen Wirbel des aufquellenden Wassers sind,
beiläufig bemerkt, wohl auch die Ursache davon, daß im Kiel-
wasser eines Schiffes die Wellen stark abgeschwächt werden, so
daß sie bisweilen ganz unterdrückt erscheinen.

d by Googl

Klippenbrandung.

Laufen Wellen gegen eine senkrecht oder fast senk-
recht bis in grotöe Tiefe abfallende Uferböschung, so
werden sie reflektiert. Die von den Brüdern Weber darüber
angestellten Untersuchungen zeigen, wie der Wellenkam n*
am Ufer sich dabei erhebt bis fast zum doppelten seiner
früheren Höhe: was durch seitliche Zusammenpressung
der im Flachwasser aufrecht stehend hin und her ge-
schobenen (S. 15) Wasserfaden, die dann nur nach oben
ausweichen können, sich erklärt. Die reflektierten Wellen
laufen eine Strecke in die See zurück, werden aber bei
auflandigem Winde schnell von diesem und den frisch
erzeugten Wellen zerstört: »die Widers ee tt der Seeleute.

Sind die Wellen hoch und laufen sie schnell, wie
das bei Sturm wellen und bei Dünung der Fall ist, so er-
reicht beim Anprall an das Steilgestade das Aufschwellen
der Kämme eine solche Energie, daß sich beträchtliche
Wassermengen von den Wellenkämmen loslösen und strahl-
artig an der Gestadewand hinaufspritzen: das ergibt die
sogen. „Klippenbrandung*. Einzeln stehende Fels-
inseln und Leuchttürme sind die Hauptschauplätze der-
selben, und nicht selten ist beobachtet worden, wie diese
Wasserstrahlen, nicht bloß etwa das Spritzwasser, bis auf
Höhen von mehr als 30 m über den mittleren Wasserstand
hinaufgetrieben werden.

Stevenson (harboura p. 38, 114, 115) berichtet, daß nach
seinen Beobachtungen die Klippenbrandung im Durchschnitt fast
die siebenfache (genau die 6,6fache) Wellenhöhe erreicht. Leucht-
türme, wie der von Bellrock im Osten Schottlands und Bishop-rock
westlich von den Scilly -Inseln oder der von Eddystone sind bis-
weilen ganz von diesen Wasserstrahlen überschüttet worden.
Während eines Wintersturnis 1860 wurde auf der Bishop-rock-
Le uchte in 30 m Höhe über Mittelwasser eine Glocke abgebrochen,
and auf der Shetlandinsel Unst eine Thür in 59 m Höhe ein-
geschlagen. Die v er ti kale Kraftleistung dieser Klippenbrandung
maß Stevenson mit seinem Wellendynamoraeter (s. Fig. 11) am
Gestade des Bristolkanals in 7 m Höhe (über Mittelwasser) im
Maximum zu 11500 kg auf den Quadratmeter Fläche, während
der gleichzeitige horizontale Druck nur 137kg pro Quadrat-
meter betrng. — Ein der Klippenbrandnng im kleinen ähnliches
Phänomen vollzieht sich auch bei schwachem Winde und kleiner
See am Buge des den Wellen entgegenlaufenden oder sie, wie
beim Kreuzen, unter spitzem Winkel treffenden Schiffes; nur mit

80

Brandung.

dem Unterschiede, daß alsdann der Wind die emporgetriebenen
Wasserstrahlen erfaßt und auf dem Deck niederfallen läßt.

Anders verhalten sich die Wellen beim Auflaufen
auf einen sanft ansteigenden Strand. Sie erleiden dabei

Kämme und zweitens in ihrem Profil.

Die Geschwindigkeit der Flachwasserwellen ist nach
Formel XV und XXI proportional der Quadratwurzel aus
der Wassertiefe. Weht nun der Wind über einer grossen
Wasserfläche parallel deren einem Ufer, das wir uns gerad-
linig und in gleichmäßiger Böschung in die Tiefe ab-
fallend denken wollen, so werden nur in dem tiefen
Wasser die Wellenkämme, im Aufriß gesehen, senkrecht
zu diesem Ufer liegen, an ihrer Landflanke aber desto
weniger schnell vorschreiten, also desto mehr zurück-
gebogen erscheinen, je flacher das Wasser wird, so daß
am Strande selbst die Wellenkämme fast parallel diesem
letzteren anlangen, also sich nahezu senkrecht auf diesen
zu fortpflanzen.

Gleichzeitig wird die Wellenlänge verringert,
denn diese ist nach Formel XXIII der einfachen Wasser-
tiefe proportional, die Wellenkämme rücken also näher
zusammen.

Nur die Wellenperiode bleibt, wie leicht einzu-
sehen ist, dabei unverändert, sobald es sich um Wellen
handelt, welche, im tiefen Wasser entstanden, nun auf
den flachen Strand zu laufen. Denn da an einem ge-
gebenen Ort jede Welle in gleicher Weise aufgehalten
wird, so bleiben die Intervalle zwischen den Passagen
immer dieselben. Die Formel XXIV verliert also hier
ihre Gültigkeit, sie gilt nur für gleichmäßige geringe
Tiefe.

Dagegen wird die Wellenhöhe vergrößert: die
Wasserfaden des Flachwassers, welche von denen des
tieferen Wassers beim Heranrücken des Wellenkammes
einen seitlichen Druck in der Richtung auf das Ufer zu
erhalten, erfahren durch den nicht mehr horizontalen,
sondern schief aufsteigenden Meeresboden einen Wider-
stand; da sie seitwärts nicht ausweichen können, so be-

xJ by Google

Umgestaltung der Wellen bei Abnahme der Wassertiefe. 87

wegen sie sich nach der freien Oberfläche, d. h. der
Wellenkamm wird höher. Diese Ueberhöhung nimmt
kontinuierlich zu in der Richtung auf den Strand hin,
so daß schließlich der Wellenkamm instabil wird und
überschlägt, welcher Vorgang alsdann die „Brandung"
bedingt. Nach den analytischen Untersuchungen von
Hagen und Lord Rayleigh beginnt die Welle überzu-
schlagen, sobald die Wassertiefe kleiner wird als die
ganze Wellenhöhe. Die Beobachtungen von Scott Russell,
Bazin und Stevenson bestätigen diesen theoretisch ge-
wonnenen Satz durchaus, die ersteren beiden prüften ihn
experimentell in grossen Wellenrinnen, allerdings durch
Erzeugung von Uebertragungswellen (Report Brit. Assoc.
for 1844, p. 352; Mfonoires pres. par div. sav. tome XIX,
Paris 1805, p. 509 ff.), während Stevenson (harbours p. 72
und Nature 1872, Aug. 9) am Seestrande selbst gelegent-
lich seiner Hafenbauten ihn feststellte.

Die Orbitalgeschwindigkeit in flachem Wasser
war nach Formel XXV an der Oberfläche

Sie nimmt also nicht allein mit wachsender Wellenhöhe (A)
zu, sondern außerdem auch noch mit der Verminderung
der Wassertiefe. Wird, wie es beim Branden der Fall
ist, p = 2h, so erreicht die Geschwindigkeit der über-
schlagenden Wasserteilchen die halbe Fortpflanzungs-
geschwindigkeit der Welle. Das ist der Maximalwert,
den v überhaupt annehmen kann. Daher wird auch ge-
rade im Augenblick der Brandung der mechanische Effekt
der Welle am größten sein.

h

— c

nach Hagen aber

88

Brandung.

Diese Vorgänge sind aber in der Natur höchst kompliziert.
Schon Hagen sprach die Vermutung aus (Seenfer- und Hafenbau,
1, 83), daß die Welle beim Uebertritt auf eine Wasserfläche von
geringerer Tiefe „einen neuen Scheitel hinter sich aufwirft, der
aber, wie bei einmaliger Erregung von Wellen immer geschieht,
viel niedriger ist als der erste war. Indem nun diesem nenen
Scheitel in sehr kurzer Zwischenzeit eine hohe Welle aus der
offenen See folgt, so bemerkt man gar nicht jenen zweiten oder
sekundären Scheitel. Diese Betrachtung zeigt wieder, daß die
Wellenerscheinung bei variabler Tiefe höchst kompliziert wird,
weil darin verschiedene voneinander ganz unabhängige, aber in
ihren Wirkungen gleich kräftige Wellensysteme auftreten .. . u
Verfasser vermochte mehrfach im Kieler Hafen, wo er vom hohen
Ufer den flachen Vorstrand übersehen konnte, beim Uebertritt
von „freien 11 Wellen aus dem tiefen in ganz flaches Wasser jene
Neugeburt sekundärer Wellen zu beobachten. Diese Neubildung
erfolgte indes nicht überall längs der unter Wasser liegenden
Kante des Vorstrandes, sondern nur an gewissen Punkten, wodurch
alsdann die Wellenkärome auf dem Vorstrand ihre Regelmäßigkeit
völlig einbüßten. Die neu aufgeworfenen Wellen schienen nicht
ganz die Geschwindigkeit der vor ihnen herlaufenden zu besitzen,
doch muß dieser Punkt wie vieles andere hiermit Znsammen-
hängende späterer exakter Beobachtung vorbehalten bleiben.

Hagen hat versucht, auf Grund seiner oben schon als nicht
ganz einwandfrei bezeichneten Formeln XXVI und XXVII für ab-
nehmende Wassertiefe die Aenderungen der Wellenlänge, Ge-
schwindigkeit und Höhe zu berechnen, indes sind seine Resultate,
obwohl an sich nichts Unwahrscheinliches darbietend, nur als ein
erster Versuch von Interesse. Ausgehend von einer oben schon
diskutierten Beobachtung des Lotsenkommandeurs Knoop in Swine-
münde (vgl. S. 28, Tab. No. II) berechnet er die in nachstehender
Tabelle gegebenen Werte, wo wiederum p die Wassertiefe, c die
Geschwindigkeit, X die Länge, H die Höhe der Wellen in Meter,
2 a? den Ausschlag der Wasserfäden am Boden hin und zurück in
Centimeter bedeutet.

m

8,3
5,8
1X>
3,5
2,6
1,7
12

m

4,3
3,4
3.2
2,9
2,7
2,4
2.2

m

9,3
8,4
6,5
5,5
4,7
3,8
3,1

m

0,63
0,71
0,75
0,82
0,88
0,97
1,14

cm

0.6
1,4
23
4,1
7,2
14.8
26,9

Strandbrandung.

8<J

Die Steigerung der Wellenhöhe und der Amplituden der
horizontalen Ausschläge der Waeserteilchen am Boden bei ab-
nehmender Wassertiefe tritt sehr klar in die Erscheinung. Ob
aber in Wirklichkeit ein Wellensystem von den Anfangsdimen-
sionen des gegebenen solchen Aenderungen unterliegen würde,
wie die Tabelle zeigt, muß dahingestellt bleiben.

Nach Airy (§ 246—264) ist für den Fall, daß die Lange
der Wellen sehr groß ist im Vergleich zur Wassertiefe, wie z. B.
bei der Flutwelle, die Abhängigkeit der Orbitalbahnen an der Ober-
fläche von der Wassertiefe in erster Annäherung durch die For-
meln gegeben:

3_

p. = A.p 4
L.

v = B.p 4,

wo ji die Aenderung der horizontalen Verschiebung und v die-
jenige der vertikalen bedeutet, A und B von dem Einzelfalle ab-
hängige Konstanten sind. Darnach nimmt also die Wellen höhe
zu im umgekehrten Verhältnis zur vierten Wurzel ans der Wasser-
tiefe. Sie wächst aber auch, wie Airy weiter zeigte, bei abneh-
mender Breite der Wasserfläche, also z. B. bei einer spitz ins
Land setzenden Bucht; und zwar wächst die Höhe umgekehrt wie
die Quadratwurzel aus der Breite der Wasserfläche.

Das Ueberschlagen oder Brechen der Wellen ist in-
des nicht bloß abhängig von dem angegebenen Verhältnis
zwischen Wellenhöhe und Wassertiefe, sondern anscheinend
auch von dem Ausmaß der Horizontalbewegung der Wasser-
fäden in der Tiefe. Wir sahen, daß bei der Umwand-
lung der „Seen B in die „Dünung" die Wellenhöhen, also
die Vertikaldurchmesser der Orbitalbahnen, abnahmen, da-
gegen die horizontalen Durchmesser der letzteren ziemlich
unverändert sich hielten. Trifft nun solche Dünung, welche
überdeckt von den Seen des herrschenden Windes im
Tiefwasser gar nicht zu sehen, höchstens an den Be-
wegungen des Schilfes zu fühlen ist, auf flacheres Wasser,
so werden dieselben Modifikationen eintreten in ihrem
Profil und den anderen nämlichen Maßen, die wir für
Wellen im allgemeinen oben aussprachen: vor allem also
wird die Wellenhöhe ein sichtbares Maß erlangen. Küsten-
bänke, welche weit in eine tiefe See vorgeschoben liegen,
oder Bänke in der offenen See selbst, werden also solche
in der letzteren nur latent vorhandene Dünung zu neuem

i

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90

Brandung.

Leben erwecken, und in der That sind sowohl die Neu-
fundlandbank, wie die Agulhasbank nicht nur darum, weil
die Seen oft gegen den Strom laufen, so berüchtigt
wegen ihres heftigen Wellenschlages, sondern auch gewiß,
weil die neuerweckte Dünung den Seegang an sich ver-
stärkt. Was nun aber besonders merkwürdig ist und auf
Beziehungen zwischen der Horizontalamplitude der Orbi-
talbahnen am Meeresboden und der Wassertiefe hinweist,
ist die völlig begründete Thatsache, daß am Rande und
im Bereiche solcher Bänke Wellen über Wassertiefen
brechen oder branden, welche vielemal größer sind als
die vorhandenen Wellenhöhen. Ich stelle aus Cialdi
folgendes Verzeichnis zusammen, wobei ich von allen
solchen Fällen absehe, wo eine Komplikation zwischen
Seegang und Strömungen aller Art möglich erscheint.
Es sind bei stürmischer See brandende Wellen beobachtet
worden in einer Wassertiefe von:

H-18m bei der Robbeninsel (Kapstadt) (Cialdi, § 574).

15 — 17 m an der Guiannküste (§ 542).

17 — 20 m an der Küste von Guatemala bei Istapa (§ 541).

20, 27, 31 m vor Porto Santo, Madeira (§ 543).

20-22 m vor Djidjeli (Algerien, § 586).

25, 27, 30 m an der Nordküste von Spanien (§ 575). ^

48 m bei Terceira, Azoren (§ 557).

46 57 in vor Punta Robanal (Nordspanien, S 580).

84 m an der syrischen Küste (§ 589).

Ferner erwähnt Stevenson (harbours p. 62), aller-
dings wohl im Bereiche der oben beschriebenen heftigen
Gezeitenströme von Faira Island (nördlich von den Orkneys),
brandende Wellen bei einer Wassertiefe von mindestens
70 ra, und Airy (Tides and waves § 416) ebensolche vom
Außenrande der sogen. „Gründe" vor dem britischen
Kanal in 100 Faden oder 180 bis 200 m Wassertiefe.
Endlich berichtet Kapt. Tizard (Proc. Roy. Soc. XXXV,

*) Die vom englischen hydrographischen Amte herausgege-
benen Sailing directions for the West-Coast of France, Spain and
Portugal, London 1885, erwähnen mehrfach an der Nordküste
Spaniens Brecher in mehr als 20 m Wassertiefe; allgemein (p. 115)
solche in 37 bis 51 m (20 bis 28 Faden) entlang der Küste der
Baskiychen Provinzen im Winter.

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ürundseen.

91

1 883, p. 208), dato er auf dem Wyville Thomson- Rücken
zwischen den Faröer und Schottland jederzeit eine kürzere
und höhere See gefunden habe als außerhalb des Rückens,
und doch liegt dieser 400 bis 500 m tief! In vielen
Fällen der obigen Liste scheint eine terrassenartige Stufe
am Meeresboden, wo dieser sich aus großer Tiefe mehr
oder weniger steil zur Bank erhebt, die Hauptstätte der
Brandung zu geben. Die in aufrechter Stellung hin und
her pendelnden Wasserfäden erfahren beim Anprall an
solchen Stufenabsatz vielleicht einen Stoß, welcher sich
bis an die Oberfläche hin fortpflanzt und daselbst die
Welle branden läßt. Derartige bis zum Meeresboden in
fast 200 m Tiefe hinab noch kräftige Bewegungen ver-
ursachende, wenn auch an der Oberfläche nach Ueber-
schreitung der erwähnten äußeren Brandungsstufe nicht
besonders miffallende Dünung nennen die Seeleute die
„ Grundseen * und sehen in ihnen dann die Hauptursache
für das Auftreten einer kräftigen Brandung mit „ Rollern"
und „Brechern 44 am eigentlichen Strande.

Dos Wasser über der Neufundlandbank wird häufig bis zum
Grunde in 50m und mehr Tiefe aufgerührt. Hunt (Proe. Royal
8oc, XXXIV, 1883, p. 15) berichtet von dort, nach Aussagen der
Küstenfahrer, daß wenn Sturzseen in 20 bis 25 m Wassertiefe
aufs Schiff geschlagen sind, diese häufig Sand auf Deck zurück-
lassen, und ferner, daß man im Magen der Stockfische daselbst
häufig die Muschel Mya truncata finde, welche sich 20 bis 25 cm
tief in den Sand des Meeresgrundes einbohrt, also von jenem
Fische nur dann gefressen werden kann, wenn der Sand durch
die Grundseen bis auf diese Tiefe aufgewühlt worden ist. Cialdi
(S 750 ff., namentlich 776) berichtet ausführlich von den Taucher-
arbeiten, welche an der beim brasilischen Kap Frio gescheiterten
englischen Fregatte Thetis 1831 ausgeführt wurden: die dabei
verwendeten Taucherglocken gerieten in 18 bis 20 m Wassertiefe
bei kräftigem Winde stets, nicht selten aber auch bei sonst ruhiger
See in heftige Schwingungen, welche den Betrag von 1,5m er
reichten und durch drohenden Anprall an die Riffe die Arbeiten
höchst gefährlich machten. Hier, namentlich im letzteren Falle,
waren offenbar auch „Grundseen* die Ursache (vgl. oben S. 31).

Der Brandungsvorgang am Strande selbst ist nicht
immer richtig erklärt worden. Meist findet man die Auf-
fassung, daß die Welle in der Tiefe durch Reibung am
Boden aufgehalten werde, während der Kamm ungehindert

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92

Brandung.

seinen Weg fortsetze, wodurch er seine Unterstützung
verlieren und überschlagen müsse. Wir sahen, daß es
noch keineswegs festgestellt ist, wie in flachem Wjtsser
von gleichmäßiger Tiefe die Reibung am Boden auf das
Fortschreiten der Wellen in der Natur einwirkt, in der
Wellenrinne war solche Verzögerung der unteren Partien
der Welle bei geringer gleichmäßiger Wassertiefe, wo sie
doch auch vorhanden sein müßte, nicht festzustellen, viel-
mehr war die Geschwindigkeit der Welle unten und an
der Oberfläche die gleiche. Man wird vielmehr folgende,
soweit ich sehe, zuerst von Hagen ausgesprochene Er-
klärung des Brandungsprozesses vorziehen müssen.

„ Solange die Welle nicht brandet, kehrt jeder Wasser-
faden, ohne daß sein Zusammenhang unterbrochen wird,
nach einer vollen Wellenperiode wieder in seine frühere
Stellung zurück. Dazu ist aber erforderlich, daß das
Durchflußprofil unter dem Wellenthal noch hinreichende
Größe hat, damit die zur Darstellung der folgenden Welle
erforderliche Wassermenge hindurchdringen kann. Rech-
nung und Beobachtung ergibt; daß die regelmäßige Wellen-
bildung nur erfolgen kann, wenn die Wassertiefe nicht
kleiner ist als die ganze Wellenhöhe. Ist die Tiefe
kleiner, so wird das Durchflußprofil enger, also können
die Wasserfäden, nachdem ein Wellenkamm vorüber-
gegangen ist, nicht vollständig an ihre frühere Stelle
zurückkehren. Der folgende Kamm findet daher nicht
die Wassermasse vor sich, durch welche seine vordere
Dossierung sich vollständig ausbilden könnte. Diese ge-
staltet sich also steiler als die hintere, und wenn ein
solcher Unterschied auch schon in offener See infolge
der Einwirkung des Windes in geringem Maße vorhanden
zu sein scheint, so stellt er sich hier doch viel auffallen-
der heraus. Die vordere Böschung nimmt nunmehr so-
gar eine lotrechte Richtung an und endlich tritt der Kopf
der Welle noch darüber hervor und stürzt, indem ihm
jede Unterstützung fehlt, herab."

„Die Brandung wird aber noch durch einen anderen
Umstand befordert. Der unvollständige Rücklauf des
Wassers veranlaßt eine Anhäufung desselben vor dem

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Erklärung der Brandung. Der Sog.

93

Ufer. Eine solche tritt in der That jedesmal bei heftigen
Winden ein, die gegen das Ufer gerichtet sind. Man
mute daher wohl annehmen, daß der Druck des Windes
gegen die Wellen schon in weiter Entfernung vom Ufer
den regelmäßigen Rücklauf der einzeluen Wasserfaden
einigermaßen behindert. Jede Welle würde demnach vor
dem Ufer den Wasserstand immer mehr erhöhen, aber
hierdurch bildet sich sehr schnell ein Gegendruck, der
das Gleichgewicht wieder herstellt. Das aufgetriebene
Wasser strömt nach jeder Welle sehr heftig wieder zu-
rück. Auf dem flachen Strande kann man dieses deut-
lich sehen, man bemerkt auch, daß diese Strömung den
groben Sand und selbst kleine Steincheu mit sich fort-
reißt. Die nächste Welle unterbricht freilich auf dem
sichtbaren Strande diese Strömung, doch setzt sich die
letztere auch unter Wasser fort, und indem hier die
Wellenbewegung (d. h. die orbitale !) geringer als an der
Oberfläche ist, so wird der seewärts gerichtete Strom,
der nahe über dem Grunde sich bildet, von den Wellen,
denen er begegnet, weniger unterbrochen. Er führt alle
Gegenstände, die wenig schwerer als das Wasser sind,
also nicht fest auf dem Grunde liegen, der See zu. Diese
Erscheinung wird von den Strandbewohnern der Ostsee
der Sog (das Saugen) genannt, und veranlaßt vorzugs-
weise die Gefahr beim Baden während eines hohen See-
ganges, indem die Füße immer stark seewärts gezogen
werden. Diese untere Strömung übt aber auch auf die
anrollenden Wellen eine auffallende Wirkung aus, indem
sie die vordringenden Wasserfäden in ihren unteren Teilen
zurückhält und dadurch den ganzen Kamm gegen das
Ufer neigt und sein Ueberstürzen oder sein Branden be-
förderte Man wird dieser Auffassung des Brandungs-
prozesses, als durchweg den theoretischen und empirischen
Anforderungen entsprechend, den Vorzug vor der ge-
wöhnlich in den Handbüchern vertretenen geben müssen.

Hieraus ergibt sich auch, daß die Klippenbrandung
etwas total von dieser Strandbrandung Verschiedenes ist.
Ist der Wind nicht stark und nicht auflandig, so fehlt
auch die Klippenbrandung an steilen Felsgestaden und

94

Brandung.

künstlichen Hafenbollwerken ganz, und alsdann können
Boote ungefährdet nahe an das Land herankommen.

„In den Vernehmungen, die auf Veranlassung des britischen
Parlaments in betreff des Hafens von Dover stattfanden, machte
der Kapitän J. Vetch sogar die Mitteilung, daß er beim Ausgehen
ans dem kleinen Hafen Scarnish auf der Insel Tiree (Westschott-
land) in einem leichten Fahrzeuge von 75 Tons durch einen
heftigen Wind gegen eine steile Felswand getrieben sei, die etwa
60° gegen den Horizont geneigt war, und daß das Fahrzeug sich
wiederholentlich nur hob und senkte, ohne den Felsen zu be-
rühren, obwohl es keinen vollen Yard (also ca. 1,5 m) davon
entfernt war. — Bei derselben Gelegenheit erwähnte Airy, er
sei einst zur Zeit des Hochwassers und zwar bei starkem See-
gange aus dem Hafen Swansea (Südwales) gerudert, während neben
den steilen Köpfen der Hafendämme die Wassertiefe etwa 6 m
betrug. Wir fuhren, sagt er, an dem einen Kopfe so nahe vorbei,
daß wir ihn mit den Rudern berühren konnten, es fand hier aber
keine Brandung statte und wir durften das Aufstoßen des Bootes
nicht fürchten, obwohl dasselbe 6ich meterhoch abwechselnd hob
und senkte. Kaum waren wir indessen etwa 200 Yards weiter
gekommen, als wir uns vor einer flachen Bank befanden, und
hier brandete die See so stark, daß sie zwei Mann über Bord
schlug und das Boot mit Wasser füllte. Derselbe erwähnt ferner,
er sei bei anderer Gelegenheit an einigen der aus tiefem Wasser
senkrecht aufsteigenden Felsen an der OsUeite des Kap Lizard
vorbeigerudert und habe auch hier gesehen, daß die Wellen nicht
brachen, aber auf den flach ansteigenden sandigen Ufern bei
Cadgwith sei gleichzeitig hohe Brandung gewesen. Ein aus-
gezeichneter Ingenieur habe ihm auch erzählt, wie sehr er über-
rascht worden, als er gesehen, daß vor den Klippen, die aus dem
tiefen Wasser in der Bai von Valentia sich erheben, die hohen
Wellen keine Brandung bemerken ließen." Aehnliche Beobach-
tungen machte Hagen, dem wir sie entlehnen, mehrfach, auch in
der Ostsee, sowie experimentell in seiner Wellenrinne, und knöpft
daran die für Wasserbauten am Seestrnnde wichtige Folgerung,
daß steile Wände für solche allein empfehlenswert sind, während
bekanntlich in Flußbetten nur sanfte Böschungen sich haltbar
erweisen.

Die Hauptstätten der eigentlichen Strand brandung
werden also sanft abgeböschte Küsten oder mit einem
flachen Vorstrand versehene Steilgestade sein. So von
der ersteren Kategorie: die Dtinenküsten der Landes am
Biscayagolf, der Badestrand von Sylt, die flache Ostküste
der Vereinigten Staaten, die Koromandelküste Vorderindiens
(namentlich bei Madras) und die Küste von Zululand

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Brandungeküsten. Die Kalema.

95

(East London); Teile der Guineaküste dagegen, sowie
viele Hochseeinseln liefern Beispiele zur zweiten Kategorie.
An der Guineaküste heißt die ständige Brandung Kalema
und ist ein höchst lästiges Hindernis für den Verkehr
zwischen Schiff und Land. Sie zeigt nach den Beobach-
tungen von Dr. Pechuel-Lösche an der Loangoküste in
ihrer Stärke eine jährliche Schwankung, indem sie in den
Monaten Juni bis September fast doppelt so stark auf-
tritt, wie in den übrigen Monaten. Aus seinen sorg-
fältigen Beobachtungen über die Periode dieser branden-
den Kalema wellen geht hervor, daß diese auf sehr langen
Wellen beruht, und aus der unten folgenden Reihe vom
21. September 1874 früh 8 Uhr ergibt sich eine mittlere
Periode von 15,1 Sekunden, mit den Extremen 6 und 24.
Durchschnittlich also hatten diese Kalemawellen, solange
sie noch in tiefem Wasser liefen, nach der Periode zu
schließen, die kolossale Länge von 350 m und die Ge-
schwindigkeit von 45 bis 46 Seemeilen in der Stunde
oder 28,5 m in der Sekunde. Wellen von solcher Ge-
schwindigkeit durchlaufen in 24 Stunden eine Strecke von
1100 Seemeilen, und brauchen also nur 2 bis 3 Tage alt
zu sein, wenn sie von dem Gebiet stürmischer Westwinde,
bei Tristan da Cunha etwa, bis an die Guineaküste sich
fortgepflanzt haben. Daß der an der ganzen Küste von
Niederguinea nur mäßig wehende Passat die Kalema nicht
veranlaßt, zeigt ein Blick in die nachstehende Liste der
Perioden (in Sekunden) und ein Vergleich mit S. 12 u. 43:

15, 16, 12, 14, 17, 17, 8, 11, 16, 19, 11, 15, 8, 18, 17,

17, 16, 14, 11, 14, 16, 19, 19, 13, 20, 18, 12, 18, 16, 11,

13, 16, 19, 16, 18, 17, 9, 13, 20, 18, 18, 12. 6, 14, 18,

12, 18, 20, 15, 18, 18, 14, 21, 12, 10, 13, 13, 24, 11, 14.

Dr. Pechuel gibt folgende schöne Schilderung der Kalema.
(Loango-Expedition, Abt. III, 1. Hälfte, S. 18 ff.)

„Eine schwere Kalema ist eine großartige Naturerscheinung,
namentlich bei vollkommener Windstille, wenn weder kleinere
kreuzende Wellen die andringenden Wogen brechen und beun-
ruhigen, noch das Spiegeln der Wasserfläche aufheben. Von einem
etwas erhöhten Standpunkt aus erscheint dem Beobachter das
glänzende Meer von breitgeschwungenen regelmäßigen Furchungen
durchzogen, welche durch Licht und Schatten markiert und un-
absehbar sich dehnend annähernd parallel mit der mittleren

9Ü

Brandung

Strandlinie angeordnet sind. Von den aus der Ferne nach-
drängenden ununterbrochen gefolgt, eilen die Undulationen in
mächtiger, aber ruhiger Bewegung heran und lieben sich höher
und höher in dem allmählich flacher werdenden Wasser, um
endlich nahe am Strande in schönem Bogen überzufallen. Während
eines Augenblicks gleicht die Masse einem flüchtigen durchschei-
nenden Tunnel, im nächsten bricht sie mit gewaltigem Sturze
donnernd und prasselnd zusammen. Dabei werden wie bei Ex-
plosionen durch die im Innern eingepreßte Luft Springstrahlen
und blendende Wassergarben emporgetrieben, dann wälzt sich die
schäumende wirbelnde Flut am glatten Strande hinauf, um alsbald
wieder wuchtig zurückzurauschen, dem nächsten Roller entgegen.
— Einen besonderen Reiz gewinnt das Schauspiel, wenn heftige
Windstöße, etwa bei einem losbrechenden Gewitter, den Rollern
vom Lande entgegenwehen, ihre vordere ansteigende Hälfte treffend,
sie zu höherem Aufbäumen zwingen und ihre zerfetzenden Kämme
hinwegführen; jeder heranstürmende Wasserwall ist dann mit
einer sprühenden flatternden Mähne geschmückt Von unver-
gleichlicher geheimnißvoller Schönheit ist der Anblick der Kalema
des Nachts, wenn das Wasser phosphoresziert, von blitzähnlichem
Leuchten durchzuckt wird, oder wenn das Licht des Vollmonds
eine zauberische, in höheren Breiten unbekannte Helligkeit über
dieselbe ergießt, und nicht minder des Abends, wenn die Farben-
glnt eines prächtigen Sonnenuntergangs im wechselnden Spiel
von dem bewegten Elemente wiederglänzt. Das Getöse, welches
diese Art der Brandung hervorbringt, erinnert in einiger Ent-
fernung sowohl an das Rollen des Donners, wie an das Dröhnen
und Prasseln eines vorüberrasenden Schnellzugs, durch seine Ge-
messenheit aber auch an das ferne Salvenfeuer schwerer Geschütze.
Dazwischen wird bald ein dumpfes Brausen, bald ein helles
Zischen und Schmettern hörbar, zuweilen endet das Toben plötz-
lich mit einem einzigen übermächtigen Schlage und es folgt eine
sekundenlange, fast erschreckende Stille: so ist es namentlich des
Nachts von hohem Reize, der mannigfach wechselnden Stimme,
dem großartigen Rhythmus der Kalema zu lauschen."

Die Inseln Ascension und St. Helena sind gleichfalls ihrer
kolossalen Brandung wegen berüchtigt, und zwar sind die „Roller"
in der Zeit vom Dezember bis April, also dem nördlichen Winter
am schlimmsten, während im Süd winter die an der Nordwestseite
der genannten Inseln liegenden Reeden gegen die Dünung gedeckt
sind. Nach den regelmäßigen Aufzeichnungen, welche von Amts
wegen auf St. Helena während der 20 Jahre von 1856 bis 1875
ausgeführt wurden, ergibt sich die genannte jährliche Periode
sehr deutlich; und sie fällt, wie Toynbee gezeigt hat, zusammen
mit der Frequenz nordwestlicher Dünung in der Aequatorialregion
(vgl. oben S. 80) und nordwestlicher Stürme im Nordatlantischen
Ozean nördlich von 25° N. Br. Geben wir der Maximalfrequenz
der Roller bezw. der Nordweststürme den Wert 100, so finden wir
in den 12 Monaten des Jahres folgende verhältnismäßigen Werte:

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Roller von St. Helena, der Lombokstraße und von Peru. 97

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Monat:

•

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Roller . . .

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1

7

25

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40

9

1

5

NW-Stürme .

2

5

15

23

45

90

100

68

65

35

8

2

Um nun auch aus dem Indischen Ozean ein Beispiel bei-
zubringen, sei auf eine Schilderung von A. R. Wallace hin-
gewiesen (Der Malayische Archipel, Deutsch von A. B. Meyer,
Bd. I, S. 216), welche dieser aufmerksame Beobachter aus der
tiefen Lombokstraße gibt „Die Bai oder Reede von Ampanam
ist sehr groß, und da sie in dieser Jahreszeit vor den herrschenden
Südostwinden geschützt lag, war sie so ruhig wie ein See. Der
Strand von schwarzem vulkanischem Sand ist sehr tief (?) und
jederzeit die Brandung heftig, welche während der Springfluten
so bedeutend wird, daß es Booten oft unmöglich ist, zu landen
und viele ernste Unglücksfälle vorkommen. Wo wir vor Anker
lagen, etwa >/« Meile vom Ufer, war nicht die leiseste Bewegung
zu verspüren, aber als wir uns näherten, begannen die Schwan-
kungen und wurden so rasch größer, daß die Wellen sich am
Ufer in regelmäßigen Zwischenräumen mit einem donnerähnlichen
Getöse überstürzten. Manchmal wächst die Brandung plötzlich
während vollkommener Windstille zu solcher Stärke und Wut
an, als ob ein Sturm wehte, zerschlägt alle Fahrzeuge, welche
nicht hoch genug auf das Ufer hinaufgezogen sind und schwemmt
unvorsichtige Eingeborene mit fort." Wallace bezeichnet als die
Ursache dieser Brandung richtig die Dünung der hohen süd-
lichen Breiten im Indischen Ozean (der Uebersetzer Meyer sagt
freilich nicht „Dünung**, sondern „Anschwellungen", indem er
aweÜ bei Wallace nicht verstand). Ebensolche kolossale Brandung
besteht an der Sumatraküste (Berghaus, Allg. Länder- und Völker-
kunde I, 464).

Für den Pazifischen Ozean gibt ein Blick in Meinickes
Inseln des Stillen Ozeans mannigfache Beispiele; so erzeugt eine
hohe Dünung an der Südwestseite der Paumotu ständig eine sehr
gefährliche Brandung (II, 202). Humboldt sah oftmals an der
Küste von Peru, „waB in diesem sonst so friedfertigen Teile der
Südsee charakteristisch ist und von vielen Küstenbewohnern als
Folge submariner vulkanischer Regungen betrachtet wird, daß
bei dem heitersten Himmel und völliger Windstille ein ungemein
hoher und hohler Wellenschlag plötzlich an der Granitküste zu
branden begann" (Humboldts Manuskript bei Berghaus a. a. O.
I, 577 und Kosmos IV, 229): welches Phänomen wohl nicht
durchaus die erwähnte Ursache haben dürfte, da die von Hum-
boldt angegebene Wellenhöhe nur 3 bis 4 m beträgt, und überdies
die Wellenperiode für seismische Stoßwellen so groß wird, daß
man von einem „Wellenschlag" wohl nicht gut mehr sprechen

kann. —

Krümmel, Ozeanographie n. 7

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9S

Brandung.

Geschichtliches. Schon die Aristotelischen Probleme be-
schäftigen sich mit einer Erörterung darüber, warum die Welle
in flachem Wasser eher bricht (IntfeXä) als in tiefem (akad. Ausg.
934 a. 25). — Die Hin- und Herbewegung der Wasserteilchen
am Strande beschreibt Strabo (I, p. 83 Cas.) sehr anschaulich.
Ebenso weiß er, daß auch bei Windstille oder bei ablandigem
Winde (&v aito^aloi<; itveojjiaaiv) die Wellen nicht aufhören auf den
Strand aufzulaufen, also in letzterem Falle dem Winde entgegen.
Den Brand ungsvorgang selbst illustriert er nach seinem geliebten
Homer (II. 4, 425), welcher, wie ja immer, höchst naturgetreu
das dem Brechen vorangehende Ueberwölben der Welle hervorhebt
(cf. auch Odyssee 4, 525 — 535). Dagegen kennt Strabo nur den
auflandigen Transport von Treibkörpern durch die Wellen (da*
exxüu-aivecO-at wie er es nennt, dagegen nicht den Sog der Tiefe,
welch letzterer in der That an den schroffen Gestaden des Mittel-
meeres nicht gerade auffällig in die Erscheinung treten dürfte.
Die von Strabo bei dieser Gelegenheit erörterte Frage, weshalb
die fluviatilen Sedimente schon unmittelbar an der Küste, nicht
weit in See, abgeschieden werden, hat ja erst in unseren Tagen
durch Brewers Untersuchungen ihre eigentliche Lösung erfahren.

Ueber die Kraftleistung der brandenden Wellen hat
Thomas Stevenson eine Reihe Daten zusammengestellt
(Harbours p. 37—60). Um den Horizontaldruck der

Fig. IL

Wellen-Dynamometer nach Stevenson.

Wellen bequem zu bestimmen, konstruierte er ein Instru-
ment, welches er Wellen- Dynamometer nannte und dessen
Prinzip das der gewöhnlichen Federwage ist.

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Stevensons Wellen-Dynamometer,

00

Eine runde Metallscheibe, welche mit 4 Führungsstäben be-
wegbar in einem hohlen cylindrischen Gefäß gehalten wird, ist
dazu bestimmt, den horizontalen Stoß der Wellen aufzunehmen.
Im Innern des Cylinders ist eine sehr kräftige Spiralfeder ange-
bracht, welche in der Ruhelage die Metallscheibe um ein be-
stimmtes Stück von dem Cylinder entfernt hält. Um den Druck
zu registrieren, streifte Stevenson im Innern des Behälters runde
Lederringe eng über die Führungsstangen und schob sie nach dem
hinteren Rande der Kammer. Der Apparat wurde alsdann, in
einem geeigneten Einschnitt der Felswand oder sonst, bei Niedrig-
wasser mittelst metallener Halter festgeschraubt und die auf der
Figur geöffnete Klappe geschlossen. Der nun bei Hochwasser auf
die Platte wirkende Stoß der Wellen schob die Lederringe nach
vorn an den Führungsstangen hinauf, und durch Versuche mit
der hydraulischen Presse ließ sich leicht der Druck feststellen,
welcher auf der Flächeneinheit jeder Ringlage entsprach.

Die mit diesem Instrument seit 1843 angestellten
Versuche ergaben zunächst, was beinahe als selbstver-
ständlich anzusehen ist, daß in den stürmischen Winter-
monaten durchschnittlich der Wellendruck gut dreimal
stärker ist als in den ruhigen Sommermonaten. Als
Maxinialdruck der Horizontalkraft der Wellen fand Steven-
son bei dem Leuchtturm von Skerryvore (westlich von
Schottland) am 29. März 1845 29,7 metr. Tonnen auf
1 qm Fläche; dagegen auf der Bellrockleuchte (östlich
Schottland in der Nordsee) nur 14,7 Tonnen. Indes er-
gab sich bei Hafenbauten auch an der Nordseeküste
Schottlands bei Dunbar in East Lothian der hohe Druck
von 34,2 Tonnen auf 1 qm. Interessant und für die
Abrasionskraft der Brandungswelle bedeutsam ist auch
eine Reihe von Versuchen, bei denen Stevenson zwei
seiner Kraftmesser bei Skerryvore so aufstellte, daß der
eine wie gewöhnlich in der Hochwasserbrandung, der
zweite dagegen 12 m mehr seewärts und etwas tiefer
(„einige Fuß") als der andere angebracht wurde. Das
Resultat war, daß der seewärts und tiefer exponierte
Kraftmesser durchschnittlich nur halb so starke Druck-
wirkungen registriert hatte als der in der eigentlichen
Brandung aufgestellte. Nach dem oben über die Zunahme
der Orbitalgeschwindigkeit bei abnehmender Wasser tiefe
Gesagten ist dies leicht zu erklären (S. 87 f.). — Anschau-
licher als diese nur dem Ingenieur recht verständlichen

100

Brandung.

Ziffern dürften folgende Beispiele sichtbarer Kraftleistung
der Wellen sein. Die östlichsten Felstrabanten der Shet-
landgruppe sind die Bound Skerries, nicht über 25 m hohe,
kahle Gneißklippen. In der Höhe von etwa 7 m über
dem Meer fanden Stevenson und der Geologe Murchison
u. a. einen Gneißblock von 7 1 /* Tonnen Gewicht, der
kurz vorher bei einem Südsturm von seiner seewärts in
gleicher Höhe gelegenen Lagerstätte auf eine Entfernung
von 22 m über sehr rauhes und zerklüftetes Terrain durch
die über den Felsen brandenden Wellen gekantet worden
war, denn man konnte deutlich an den Beulen des Ge-
steins und zurückgelassenen Splittern und Trümmern den
Weg verfolgen, den er genommen. An einer anderen
Stelle ließ sich der Transport mehrerer Blöcke von 6 bis
13 Tonnen Gewicht in einem Niveau von 20 m über dem
Seespiegel nachweisen. Alles dies überragte aber die
Kraftleistung der Wellen an dem neuerbauten Wellen-
brecher in Wiek (Schottland) bei einem durch die nörd-
liche Nordsee tobenden Oststurm im Dezember 1872. Es
sei vorausgeschickt, daß die Wassertiefe der kleinen
Hafenbucht über 10 m, und gleich außerhalb derselben
über 30 m beträgt. Den Kopf des Wellenbrechers bil-
deten über dem Fundament zunächst drei große Beton-
klötze von je 80 bis 100 Tonnen Gewicht, über welche
ein kolossaler Monolith von gleicher Masse in situ ge-
gossen und durch mächtige eiserne Anker mit jenen drei
Fundamentklötzen verbunden wurde. Der Monolith hatte
die Dimensionen 8 zu 13,7 m bei 3,3 m Dicke und re-
präsentierte ein Gewicht von mehr als 800 Tonnen. So
unglaublich es klingt, so war doch der Ingenieur M'Donald
Augenzeuge davon, wie die Wogen durch successive Stöße
den Monolithen samt seinen drei Fundamentsteinen von
seiner Basis herabdrehten und auf die Innenseite des
Dammes in den Hafen warfen. Nach mehreren Tagen
angestellte Tauchversuche zeigten, daß der Monolith noch
fest mit seinen drei Fundamentsteinen verbunden im Hafen
lag: die See hatte also an jenem Dezembertage nach
Stevensons Berechnung ein Gewicht von 1350 Tonnen
etwa 10 bis 15 m weit von der Stelle bewegt. —

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I

Abrasion.

101

Die mechanische Wirkung der Brandungswellen auf
die Morphologie der Meeresküsten ist örtlich eine ver-
schiedene und zwar richtet sie sich

1 ) nach der Höhe der Wellen, welche die Stärke der
Brandung bedingt, wobei es namentlich auf die Zugäng-
lichkeit für Dünung und Grundseen, sowie auf die Kraft
der Stürme und den diesen dargebotenen Seeraum an-
kommt;

2) nach der Ausdehnung der der Brandungswelle zu-
gänglichen Angriffszone, die wieder von dem Ausmaß des
Flutwechsels oder sonstigen Aenderungen des Wasser-
standes abhängt;

! 3) nach der Beschaffenheit, namentlich Lagerung und

Festigkeit des den Strand bildenden Materials.

F. v. Richthofen (China Bd. II, S. 766 f. und Führer
für Forschungsreisende § 153 ff) hat diesen Effekt der
Brandungswelle in ihrer ganzen Bedeutsamkeit für die
Morphologie der Erdoberfläche zuerst gewürdigt, nament-
lich indem er auf die abtragende Thätigkeit der Bran-
dung an solchen Küsten hinwies, welche einer Senkung
ins Wasser oder, modern gesprochen, einer positiven
Niveauänderung, noch deutlicher, einem Vordringen des
Meeres in das Land unterliegen : ein Prozeß, der von ihm
als „ Abrasion * bezeichnet wird.

Unter den oben genannten drei Bedingungen, von
denen die Formen des Seegestades abhängig sind, ist
vielleicht die dritte die hauptsächlichste: weiche Gesteine,
wie Sand und Kies des Diluviums oder Alluviums, oder
Thon, Moor, auch Kreidegestein, verhalten sich ceteris
paribus der Brandungswelle gegenüber ganz anders als
harte Felsküsten. Wir betrachten daher den Abrasions-
eft'ekt zunächst an den ersteren, an den weichen Küsten.

Auch hier sind wieder die umsichtigen Beobachtungen
Hagens an den deutschen Küsten und seine Experimente
in der Wellenrinne maßgebend; daneben kommen noch
die Versuche von de Caligny und Bertin in Betracht.
Knüpfen wir zunächst an die Experimente an.

Sand und Kies kann in der Natur ohne Unter-
stützung durch ein künstliches Gerüst nur in ziemlich

102

Abrasion.

flachen Böschungen vorkommen. Hagen bildete in seiner
Wellenrinne eine Böschung von gewaschenem Seesand im
Winkel von lC*/3° oder im Verhältnis von 3 zu 10, was
eine relativ steile Dossierung genannt werden kann. Der
Wasserstand der Wellenrinne maß 5,85 cm. Nachdem
1200 Wellen gegen den Abhang gelaufen waren, hatte
dieser die auf der Abbildung Fig. 12 wiedergegebene Ge-
stalt angenommen, und die dabei beobachteten Verände-
rungen waren folgende.

Fig. 12

Zunächst blieb der untere Teil der Dossierung bis
in etwa 1,3 cm Höhe vom Boden ganz unversehrt, es er-
folgte dort weder Abbruch noch Ablagerung von Sand.
Weiter hinauf bemerkte man eine Zone ausschließlicher
Ablagerung, mit Böschungen von 1:2 (=26 bis 27°),
bisweilen noch steilere. Alsdann folgte eine breite, ziem-
lich ebene Fläche mit der gelinden Böschung von etwa
1 : 10 oder 5 bis 6°. Der untere Teil dieser Fläche war
aufgeschüttet, der obere abgetragen. Noch höher hinauf
wurde die Dossierung wieder steiler, und zuoberst, nur
noch von den höchsten Wellen erreicht, bemerkte man
einen von diesen aufgeworfenen Wall, im Querschnitt von
etwa 2,5 cm Breite und 0,5 cm Höhe. Dieser Rücken
war also durch den Stoß der Wellen auf die ursprüng-
liche Böschung hinaufgeschleudert worden. Die Figur
deutet die Höhe der Wellen mit ihren oberen Scheiteln
(o. S.) und unteren Scheiteln (u. S.) zur vollständigeren
Uebersicht gleichfalls an.

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Sand- und Kiesstrand.

103

Die beiden folgenden Figuren zeigen die Aenderungen
an Kiesböschungen. Das dazu verwendete Material hatte
eine Korngröße von ca. 2 mm, konnte also in erheblich
steileren Böschungen verharren. Die ursprüngliche An-
lage gab einen Winkel von 26°. Die Wassertiefe in
Fig. 13 war 5,3, in Fig. 14 nur 3,1 cm, dementsprechend
auch die Wellenhöhen und -Geschwindigkeiten geringer.

Fig. 13.

Beidemal dossieren sich die Kiesabhänge viel steiler
(stellenweise bis und über 45°), als beim Seesand; die

Fig. u.

ebeneren Flächen im mittleren Wasserstand fehlen nicht
und haben in Fig. 13 einen Neigungswinkel von 5 bis 6 °,
wie beim Seesand, in Fig. 14 gar nur 4°. „Sehr auf-
fallend ist der Unterschied in der Breite dieser Ebenen,
und ohne Zweifel rührt dieser von der verschiedenen Ge-
schwindigkeit der Wellen her. Letztere verhalten sich
nach der Theorie wie die Quadratwurzeln der Wasser-
tiefen, und in diesem Verhältnis stehen auch ungefähr

104

Abrasion

die Breiten jener Ebenen zu einander. Die Abbruche im
obersten Teil der Böschungen waren sehr steil dossiert
und oft hing der äußerste Rand frei über; er befand sich
aber stets in solcher Höhe, daß er von den Wellen gar
nicht erreicht wurde" (Hagen, Wasserbau III, 1, 92).

Die beiden folgenden Figuren 15 und 16 geben die
Befunde von Caligny und Bertin in ihrer sehr viel größe-
ren Wellenrinne (Mhn, Soc. Cherbourg, XXII, 1879, p. 183,

Fig. 15.

§ 56). Die letztere hatte 30 m Länge bei 0,45 m Höhe
und Breite; der Wasserstand war 31 cm im ersten Falle,
wo man es mit einer aus Seesand hergestellten

Fig. 16.

Böschung zu thun hatte; dagegen im zweiten Falle, wo
die Sanddossierung sich unter Wasser an eine feste Wand
stützte, 35 cm. Die Figuren zeigen das Profil der
Böschungen, nachdem 5 Stunden lang Wellen von 1 2 cm
Höhe (im freien Wasser gemessen) und einer Periode von
1 Sekunde den Strand umgeformt hatten. Die ursprüng-
liche Böschung war 1 zu 5 oder 11°. Hier ist die Um-
lagerung eine viel ergiebigere als bei Hagen, und das
Profil erheblich verwickelter. Uebereinstimmend bemerkt

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Sand- und Kiesstrand.

105

man aber in der Nähe der Wasserlinie die starke Ab-
tragung, die etwas unterhalb eine kräftige Aufschüttung
mit sehr steiler Außendossierung hervorrief. Ganz unter-
höhlt ist im ersten Falle das Sandufer über der Wasser-
linie , ein Wall ist nicht aufgeworfen. Im zweiten Falle
sind die Dislokationen auffallend wenig ergiebig: an der
festen Wand findet sich eine Unterhöhlung, erzeugt durch
das Ausweichen der gegen die Wand anprallenden Wasser-
teilchen nach oben und unten, hier durch Wirbelbildung
erodierend.

Die bei dieser Umlagerung durch die Brandungswelle
sich vollziehenden Prozesse im einzelnen hat wieder Hagen
am klarsten geschildert. Lief die Welle an der frischen
Böschung hinauf, so folgten ihr große Sandmassen; aber
beim Rückfließen (der neuen Welle entgegen) wurden sie
wieder zurückgeschwemmt und gelangten, samt den ober-
halb des mittleren Niveaus frisch abgerissenen Körnchen,
unterhalb ihrer ursprünglichen Lage zur Ablagerung.
Anfangs ging dieser Transport durch den „Sog u sehr
schnell vor sich und die ebenere Stufe des Profils trat
sehr früh auf: ihre weitere Ausdehnung erfolgte in immer
geringerem Maße, je länger die Wellen thätig waren, um
endlich überhaupt fast stationär zu verharren. Das letztere
war indes nur scheinbar, insofern jeder anrückende Wellen-
kamm die Sandkörnchen vor sich her, jedes Wellenthal
sie wieder zurückschwemmte. Diese Bewegung fand aber
dort ihre Grenze, wo der Rückfluß der neuen Welle be-
gegnete: hier erfolgte dann die Ablagerung, welche den
Sand anfänglich so steil aufhäufte, daß die Böschung
nachgab und nach außen abbrach, schließlich aber die in
Fig. 12 bis 14 angegebene Form annahm. Die Sand-
körnchen waren an ihr entlang auch weiterhin in stetigem
Hin- und Herschieben begriffen, ohne indes von einer
mittleren Lage merklich, weder nach vorn noch nach
hinten, abzuweichen.

Ein Auswerfen des Sandes oberhalb der Strandhöhlung
erzeugte Hagen immer nur bei sehr flacher Anfangs-
boschung. Der Sand, der sich hier zu einem Walle an-
häufte, war von tieferen Stellen der Dossierung abge-

106

Abrasion.

brochen, also durch die Wellen dahin gehoben worden.
Sowie die Strandhöhlung sich steil ausbildete, fehlte dieser
äußerste Wall. Diese oberste Dossierung mußte also
.sehr flach bleiben, damit die WeUenscheitel noch darüber
fortliefen und den gelösten Sand hinauftrieben. Indem
nun aber dieser Teil der Böschung sich schon bedeutend
Über dem mittleren Stande des Wassers befand und nur
eine geringe Wasserraasse hier auflief, so versank letztere
sogleich in dem Sande und veranlagte deshalb über der
Böschung keine Rückströmung, wodurch die Körnchen
wieder zurückgetrieben wären. Dieselbe Erscheinung be-
merkt man als Ursache solcher Wallbildung am Seestrande
bei jeder Wellenbewegung".

„Eine wichtige Erscheinung/ fährt Hagen fort, „die
sich in der Natur sehr häufig wiederholt und bei flacher
Ansteigung des Grundes vielleicht jedesmal vorkommt,
gab sich bei jenen Versuchen gar nicht zu erkennen.
Sie besteht darin, daß seewärts vor dem eigentlichen
Strande mehrere erhöhte Rücken in gewissen Abstanden
sich erheben, deren Höhe zunächst dem Ufer am größten
ist, die aber weiterhin niedriger werden und bei zu-
nehmender Tiefe kaum noch zu bemerken sind. Man
nennt sie an den deutschen Küsten ,Riffe\ und gewöhn-
lich nimmt man an, daß immer drei derselben in paral-
leler Richtung sich vor dem Ufer hinziehen. Ihre Zahl
ist indes keineswegs konstant, und oft kann man bei
sorgfältiger Peilung vier oder fünf derselben wahrnehmen,
doch liegen die äußeren schon tief und erheben sich so
wenig über den Grund, daß sie nicht leicht zu bemerken
sind. Diese , Riffe 1 sind es vorzugsweise, welche die
Annäherung selbst von kleineren Fahrzeugen an das Ufer
verhindern, indem diese, dem vollen Wellenschlage aus-
gesetzt, auf die Riffe festfahren." Sehr typisch sind diese
Riffe am Badestrand von Sylt ausgebildet, wie überhaupt
entlang der ganzen „eisernen Küste" der cimbrischen
Halbinsel. Man geht wohl nicht irre, wenn man die in
Fig. 15 nach Bertin dargestellten zwei flachen Rücken
für experimentell erzeugte „Riffe" hält. Sie entstehen,
wie Hagen richtig erklärt, bei kräftigem Seegang an den-

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Sand- und Kiesstrand.

107

jenigen Stellen, wo die Wellen aus der See mit den rtick-
lauf enden Wellen oder mit dem verstärkten Rückströme,
den jede derselben veranlaßt, sich begegnen. Dort wer-
den die Sandmassen zum Niederschlag gelangen. In ähn-
licher Weise mögen die „ Riffe " entstanden sein, welche
der englische Ingenieur Palmer vom Strande bei Folke-
stone beschreibt und abbildet {Philos. Trans. 1834, Taf.27).
Uebrigens bleiben diese Riffe erfahrungsgemäß stets unter
dem mittleren Wasserstande und beweisen dadurch, daß
die Wellen noch in beträchtlichem Abstände vom Ufer
und in erheblicher Tiefe den Seesand landwärts fort-
tragen. Bei Stürmen wird dieser dann in dem höchsten
Strandsaume wallartig, wie wir sahen, zusammengehäuft
und, nach Abfluß der bei auflandigen Winden sich ein-
stellenden Niveauanstauung, dann ein Spiel des Seewinds,
der sie den Dünen zuführt.

? ,Es dürfte keine gewagte Voraussetzung sein," meint Hagen
weiter, „daß d er Sand, der von der seewärts gerichteten Strömung
herabgeführt wird, nicht über diejenige Grenze hinaustritt, wo die
Wellen ihn wieder in Bewegung setzen und ihn daher möglicher-
weise auch wieder nach dem Ufer zurückführen können." Nach
Lapparent muß ein Strom mehr als 0.20m (nach Lyell 0,15;
nach Hunt nur 0,10 m) in der Sekunde stark sein, um noch
feinen Seesand zu transportieren. Es ist ja unzweifelhaft, daß
in gewissem, örtlich verschiedenem Abstände vom Strande die
Ausschläge der Wasserfäden unter der Welle nicht mehr eine
solche Geschwindigkeit erreichen. „Daß es eine gewisse Grenze
gibt, welche der Sand nicht überschreitet, habe ich sehr auf-
fallend vor der Insel Wangeroog gesehen, als ich zur Zeit einer
Springflut während der Ebbe dem zurücktretenden Wasser folgte
und plötzlich die Sanddecke aufhören sah und den festen Klai-
und Marschboden betrat, der ganz frei von Sand war. Hiermit
hängt auch die Erscheinung zusammen, daß vor Pillau, wo die
Ufer teils hoch mit Sand bedeckt sind, teils ganz aus Sand-
ablagerungen bestehen, und wo auch das tiefe Fahrwasser über
dem Sande sich hinzieht, dennoch der Grund der Reede nur
zäher Thon und ganz frei von Sand ist. Man kann dieses sehr
deutlich wahrnehmen, wenn man den Boden untersucht, welcher
an den gehobenen Ankern haftet." Wenn man nun darnach die
Frage aufwerfen wollte, wo denn der vom stetig abbrechenden
Sandufer losgelöste Sand bleibt, wenn ihm seewärts eine be-
stimmte Maximaltiefe des Transports gesetzt ist, so darf schon
bei dieser Gelegenheit sowohl auf die später zu behandelnden
Funktionen des Küstenstroms hingewiesen sein, der allem Detritus

!

108 Abrasion.

der Strandzone eine seitliche Verfrachtung sichert, wie auch auf
die am Schlüsse dieses Abschnittes näher zu berührende mole-
kulare Eigenschaft des salzhaltigen Seewassers, alle in ihm schwe-
benden Sinkstoffe möglichst schnell (sehr viel schneller als Süß-
wasser) zum Niederschlag zu bringen.

Sind Sandkasten einer Gezeitenbewegung ausgesetzt,
so wird sich an ihnen ein sanfteres Profil entwickeln oder
der unter der Wasserlinie gelegene ebene Vorstrand wird
eine beträchtliche Ausdehnung gewinnen. Alsdann können
stürmische auflandige Winde an sonst geeigneten und
nicht dem Küstenstrom exponierten Stellen mächtige Sand-
wälle zur Dünenbildung aufwerfen. Alle Vorsprünge der
Küste aber werden abgetragen und das abgebrochene
Material durch den Küstenstrom seitlich davon geführt.
Man sieht, daß solche Sand- und Kiesküsten schließlich
durch die formende Kraft der Wellen einen ganz gerad-
linigen Verlauf als einen gewissen stationären Zustand
anstreben. In der Nordsee zeigen die Dünen der hol-
ländisch- friesisch-jütischen Küste dieses Stadium. Ebenso
die Küste von Oberguinea, wo ein Sandgestade vorhanden
ist. In der Ostsee fehlt zwar die auf den Gezeiten be-
ruhende periodische Niveauschwankung der Wasserlinie,
aber die, wenn auch unperiodische, Wirkung des Wind-
drucks ersetzt sie vollkommen. Im offeneren Teile der
Ostsee, östlich von Rügen, sehen wir daher den diluvialen
Strand ebenfalls mit geradliniger Kontur ausgebildet.

Anders verhält sich die Strandumformung, wenn das
anstehende Ufer aus Thon, Lehm oder aus Moor oder
sonstiger vegetabilischer Erde besteht. Konstruieren wir
die Vorgänge deduktiv, ausgehend von einem steilen Ufer.
Die hier vorhandene Klippenbrandung wird durch den in
der Wasserlinie am stärksten wirkenden Horizontaldruck
die Wand abspülen, und zwar, da Thon, Lehm, Moor und
Humuserde im Wasser leicht löslich ist, eine Hohlkehle
in der Wasserlinie auswaschen. Beistehendes Profil (Fig. 17),
von Stevenson an dem Thonufer von Cardiff am Bristol-
kanal aufgenommen, zeigt diese Aushöhlung solcher Ge-
stade, wenn eine starke Gezeitenbewegung dazu kommt.
Da die Orbitalbahnen der Welle gerade an der Oberfläche
das größte Ausmaß besitzen, wird bei Hochwasser diese

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Thon-, Lehm- und Kreidestrand.

109

Ausspülung der Thonwände am ergiebigsten sein. Man
sieht nun leicht ein, daß bei weiterem Fortschreiten dieser
Hohlkehle sich eine sanftere Dossierung unter der Wasser-
linie einstellt, die dann statt der gelegentlichen Klippen-
brandung eine ständige Strandbrandung ermöglicht. Eine
Ablagerung des ausgewaschenen Materials wird bei Thon
aber ganz fehlen. Die feinen Teilchen, aus denen dieser
besteht, werden bei der starken Wellenbewegung schwebend
erhalten, so daß eine Dossierung vor der Wand sich nicht
einstellt. Da aber die Thonteilchen doch immerhin
schwerer sind als Wasser, so werden sie langsam an den

Fig. 17.

!W S ~» . »r-r Springseil.

Grund sinken, hier aber führt der rücklaufende Strom sie
seewärts davon. Lehmufer und Kreidegestade liefern in
ihren Sand- oder Feuersteineinschlüssen einigen Stoff zur
Ausbildung eines Vorstrandes: an diesen kommt es als-
dann zu Profilen, wie sie von Bertin und Caligny oben
in Fig. 16 experimentell dargestellt wurden. An der
steilen Grenzwand selbst entwickelt sich dann eine Hohl-
kehle, welche zeitweilig das Ufer so unterwäscht, daß es
abbricht. Diese Form der Gestadebildung findet sich an
der holsteinischen und samländischen Küste der Ostsee,
wo Lehmufer anstehen; ferner an allen Kreideküsten, so
in Rügen, Möen, zu beiden Seiten des britischen Kanals
und anderswo. — Homogene Thonufer sind selten, und
sie sind, selbst wenn der Thon sehr fest ist, nur dadurch
vor schnell vorschreitendem Abbruch bezw. Abspülung und
Auflösung zu bewahren, daß man eine sehr solide künst-
liche Uferdeckung davor ausführt oder große Sandmassen
an ihr entlang zur Ablagerung bringt, welche dann den

110

Abrasion.

Wellen gestatten, einen sandigen Vorstrand zu bilden. —
Finden die Wellen am Gestade eine Wechsellagerung von
Thon- und Sandschichten vor, so schreitet der Abbruch
besonders rapide vorwärts, zumal wenn die Schichten
gegen die See einfallen, weil alles Quellwasser alsdann
über den Thonlagern sich ansammelt und die Haltbarkeit
des abbrechenden Ufers vermindert.

Die Abrasionsprozesse am harten Felsgestade hat
Richthofen höchst anschaulich dargestellt.

„Wenn die Brandungswelle," sagt er, „gegen Felsen
anprallt, so wird das Wasser mit großer Gewalt in seine
Spalten gepreßt und drückt auf deren Wände fast mit
dem Druck der ganzen Welle. Dabei wird die in ihnen
enthaltene Luft komprimiert und bei dem gewaltsamen
Zurückweichen des vom Druck befreiten Wassers nach-
gesogen. Durch diese in beständigem Rhythmus sich
wiederholenden mechanischen Effekte wird das gelockerte
Gesteinsmaterial, besonders aus Klüften, weggenommen
und der Zusammenhalt der Felsmassen gelockert. Inwie-
weit Ozonbildung hierbei mitwirkt, ist nicht bekannt.
Pflanzen und Meerestiere befördern die Zersetzung und
Lockerung des Gesteins, üben aber gleichzeitig einen
Schutz aus. Dies gilt besonders von den langen Tangen,
welche die Kraft der Wogen herabmindern, von dünneren
Pflanzenüberzügen, welche das Gestein glatt und schlüpfrig
machen, von den Kolonien von Austern und besonders
Balanen, endlich von allen kalkigen Krustenbildungen.
Exaktere Untersuchungen über diese primären Vorgänge
wären erwünscht."

An gezeitenlosen Küsten erfolgt alsdann längs der
ganzen Wasserlinie die Ausbildung einer ebensolchen
rinnenförmigen Hohlkehle, wie wir sie eben an Thon-
und Kreideufern schilderten. Stevenson gibt beistehende
sehr instruktive Aufnahme einer solchen, wie er sie im
Jahre 1 804 am Strande der Riviera zwischen Mentone und
Ventirniglia untersuchte (s. Fig. 18). Sie zeigte ihm „die
Ausmeiüelung des soliden Felsgesteins im Verlaufe un-
gezählter Jahrhunderte" und verdeutlichte ihm „zugleich
die plötzliche Abnahme der Wellenkraft, welche bekannt-

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Felsstrand.

111

lieh unmittelbar unter der Wasserlinie Platz greift"
(Harbours p. 113). Die Figur gibt den Betrag der
Unterhöhlung zu 4 1 * feet = 1,5 ra an.

„An Küsten mit Gezeiten," fährt Richthofen fort,
„wandert das Angriffsniveau nach aufwärts und abwärts,
die Angriffsfläche wird ausgedehnter. Die Zerstörung
sollte zwar infolgedessen in jedem einzelnen Theilniveau
geringer sein, doch trifft dies in der Regel nicht zu, weil
die Meere mit Gezeiten weit größere Wellen haben als die
tidenlosen, und die vordringende Flut deren Kraft ver-
stärkt." Auch die Sturmfluten sind hier speziell hervor-
zuheben, welche an einem Tage stärkere Verheerungen
anzurichten imstande sind, als jahrelange Einwirkung der
W eilen samt der Dünung und der Grundseen.

Die unterhöhlte Felswand verliert endlich ihre Unter-
stützung und bricht stückweise ab. Die am Boden der
Hohlkehle niedergestürzten Felsteile werden von der Welle
hin und her geworfen, bei Stürmen sogar gegen die Fels-
wand geschleudert, kurz in nicht sehr langer Zeit zer-
kleinert, jedenfalls aber durch den rückfließenden Unter-
strom der Welle seewärts entführt. Und zwar lagert sich
das gröbere Material immer in höherem Niveau als das
feinere, weil ja die Orbitalgeschwindigkeit der Wellen
nach der Tiefe hin schnell abnimmt und von ihr die

112 Abrasion.

Transportkraft abhängt. Man sieht, wie bei fortschreiten-
der Unterhöhlung nicht nur im anstehenden Gestein eine
sanfte Dossierung ausgewaschen wird, sondern am Fuße
der Felswand selbst eine Aufschüttung von gröberem und
feinerem Detritus sich einstellt. Die erstere ist auf bei-
stehender Figur ersichtlich: ab cd ist die ursprüngliche,
in dem oberen Teil ab bereits erheblich veränderte Ge-
stalt, und oc ist der sanft d te „ Brandungsstrand * ;
A r und 11 sind die Wasserlinien bei Niedrig- und Hoch-
wasser.

Fig. 19.

Je weiter dieser Prozeß vorschreitet, die Felsterrasse
landeinwärts sich ausdehnt, der Detritus sich seewärts
aufschüttet, desto ähnlicher wird schließlich das ganze
Strandprofil dem für Kreide- und Lehmufer beschriebenen.
Dabei ist zu bedenken, daß die aus der Tiefsee auflaufen-
den Brandungswellen immer höher werden, je mehr die
Umgestaltung des ursprünglichen Steilufers in einen sanft
abgeböschten Kies- und Sandstrand übergeht. Endlich
aber wird die Böschung so sanft werden, daß die ge-
wöhnlichen hohen Wellen auf dem aufgeschütteten Vor-
strande schon brechen und sich dann an der sanften
Strandböschung totlaufen, so daß dann nur noch bei
Sturmfluten ein frischer Abbruch am weit landeinwärts
zurückliegenden Felsgestade möglich ist.

Für die Formen der Brandungserosion im einzelnen, namentlich
der Corrosion oder Ausschleifung der Unterlage durch den De-
tritus, gibt Richthofens „Führer" S. 339 detaillierten Bescheid.
Auch auf die Bedeutsamkeit, welche das Fehlen oder Vorkommen
von Eis am Strande auf den Materialtransport haben muß, ist

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Abrasion bei Niveauverschiebung.

113

daselbst andeutend hingewiesen. Ausführlich sind die Abbruch-
formen in ihrer Abhängigkeit von der Lagerung des Gesteins be-
handelt. Horizontale Lagerung, besonders verbunden mit Härte-
wechsel der Schichten, gibt eine Tendenz zur Stutenbildung in
der Brandangsiläche. Seewärts einfallende Schichten von hartem
Gestein geben der Abrasion ungünstige Bedingungen, landwärts
einfallende, besonders aber steile Schichtenstellung dabei, erleich-
tern die Abrasion. Andrerseits erschweren dem Strande parallel
streichende Schichten die Abtragung, senkrecht auf den Strand
auslaufende begünstigen sie, zumal wenn auch hier ein Härte-
wechsel der auslaufenden Schichtenköpfe vorhanden ist. Im letz-
teren Falle zeigt die Küste eine gezackte, buchtenreiche Kontur,
im ersteren verläuft sie fast geradlinig.

Von besonderer Bedeutung wird die Abrasion bei
positiver Niveauverschiebung des Meeres, bei Senkung
des Landes. Richthofen (Führer § 101) ist der Ueber-
zeugung, daß dieses Agens in vergangenen Zeitaltern der
Erdgeschichte wahrscheinlich gewaltigere Aenderungen
hervorgebracht hat, als irgend eine andere von außen auf
den Planeten wirkende Kraft, und er zeigt, wie die
Brandungswelle Uber große, allmählich ins Meer sinkende
Festlandflächen hinwegschreiten kann, alle Unebenheiten,
auch die größten der Gebirge, abtragend und den Detritus
in die Tiefsee entführend. In der Gegenwart und der
jüngsten geologischen Vergangenheit sind ausgiebige Strand-
verschiebungen , welche die Effekte der Abrasion frisch
entstanden dem Beschauer vor Augen fuhren, nicht leicht
nachweisbar (vgl. jedoch Th. Fischers Untersuchungen
der Küste westlich von Algier in Petermanns Mitteil.
1886, S. 1). Auch darf an diesem Orte, so interessant
diese Vorgänge sind, wohl nicht näher darauf eingegangen
werden.

Auch einen anderen, den Meeresboden im Strand-
gebiet beeinflussenden Effekt der Wellenthätigkeit hat
Richthofen (Führer § 86) neuerdings beleuchtet, näm-
lich die Entstehung der sogen. Barren an Strommün-
duugen aller Art. Hier wirkt bekanntlich die landwärts
gerichtete Bewegung der Wasserfäden in der Welle dem
seewärts gerichteten Ausstrom des Flußwassers (oder des
hinter Inseln durch die Flut angehäuften Stauwassers)
entgegen und bringt die vom Strome mitgeführten Sedi-

Krümmel, Ozeanographie IL 8

114

Seebeben- oder Stoßwellen.

mente zu Falle. Dieser mechanische Effekt wird aber
auf das wirksamste unterstützt durch einen molekularen
Prozeß von dunkler Ursache, welchen Professor William
Brewer (in den Memoirs of the National Acad&ny of
Sciences, vol. II, Washington 1884, p. 165 f.) kürzlich
beschrieben hat. Durch eine Reihe von lange Jahre hin-
durch fortgesetzten Versuchen bewies er unwiderleglich,,
daß fein verteilte Sinkstoffe (namentlich thonige) in See-
wasser rapide schnell zum Niederschlag gelangen, wäh-
rend in Frischwasser sie sehr lange sich suspendiert er-
halten. (Versuche, welche der Verfasser in dem chemi-
schen Laboratorium der Universität Kiel hat vornehmen
lassen, ergaben eine volle Bestätigung dieser höchst
wichtigen Entdeckung Brewers.) Sobald also das sedi-
mentftlhrende Flußwasser mit der Salzflut sich mischt,
gelangen alle suspendierten Teilchen sehr schnell zum
Niederschlag; wie überhaupt auch aller durch Stürme

Bodenschlamm im Meere sich infolgedessen schnell wieder
absetzt, so dem Seewasser seine eigenartige, angeborene
Klarheit schnell wiedergebend.

Außer den bisher behandelten, auf Windwirkung be-
ruhenden Wellen kommen noch gelegentlich Undulations-
erscheinungen im Ozean vor, welche auf Erschütterungen
des Meeresbodens oder der Küsten beruhen. Diese Wellen
zeichnen sich durch ihre sehr große Wellenlänge, Periode
und Schnelligkeit der Fortpflanzung aus, während die
Wellenhöhe im Vergleich zu den übrigen Dimensionen sehr
klein genannt werden muß und nur an den Küsten selbst
gelegentlich Größen erreicht, welche die höchsten Höhen
der Sturmwellen im offenen Ozean um das zwei- bis drei-
fache übertreffen. In der Nähe des Schütterungsherdes
solcher Seebeben besitzen die dadurch erzeugten Stoß-
wellen bedeutende zerstörende Kraft, und schon aus dem
Altertum, das den Meeresgott zugleich als Erderschütterer

VII. Seebeben- oder Stofswellen.

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Stoßwellen im Mittelmeer.

115

ansah, sind uns einige Beispiele solcher Katastrophen
übermittelt.

„Man dachte sich, 1 * sagt Prell er (Griech. Mythol. [3], I, 409)
.»die Erde auf dem Meere ruhend und von diesem getragen," eine
Vorstellung, welche der insularen Natur Griechenlands sehr wohl
entfließen konnte. Daher Poseidon der Gott, der die Erde trägt
(fatTjOxoO, aber sie auch bis auf den Grund erschüttert (ewootfatoc,

K. E. von Hoff (Natürl. Veränd. der Erdoberfl. IV,
1, Chronik der Erdbeben, Gotha 1840) hat eine Reihe
von Angaben alter Schriftsteller über diese seismischen
Erscheinungen des Mittelmeeres gesammelt. Die inter-
essantesten sind folgende zwei, weil sie wichtige Einzel-
heiten enthalten.

Im sechsten Jahre des peloponnesischen Krieges (425
a. Chr.), erzählt Thucydides (III, 89), wurden die Pelo-
ponnesier durch das Auftreten gewaltiger Erdbeben in
ganz Griechenland von der Wiederholung der gewohnten
Invasion Attikas zurückgehalten. Während die Erdstöße
fortdauerten, tiberschwemmte die See einen Teil der Stadt
Orobia (auf Euböa an der Straße von Talanti), nachdem
sie sich von dem damaligen Lande zurückgezogen und
eine Woge gebildet hatte; einen Teil hielt dann das Meer
unter Wasser, den anderen ließ es frei, so daß jetzt Meer
ist, wo früher Land war. Auch viele Menschen kamen
um, soweit sie nicht rechtzeitig auf höheres Land flüchten
konnten. Auf der Insel Atalante (beim Opuntischen Lokris)
erfolgte eine ähnliche Ueberschwemmung, welche die
dortigen Befestigungen der Athener zerstörte und von
zwei aufs Land gezogenen Schiffen eines hinwegspülte.
Auch auf der Insel Peparethos (heute Skopelos, nördlich
Euböa) wurde ein „Zurückweichen der Welle" beobachtet,
„aber kein Ueberfluten* 4 , während ein Erdstoß einen Teil
der Stadtmauer, sowie das Rathaus und ein paar andere
Gebäude umwarf. Den Grund für alles dies sieht Thucy-
dides darin, daß, wo der Erdstoß am heftigsten erfolgte,
er dort das Meer zurückdrängen und beim plötzlichen
Zurtickwogen des letzteren die Ueberflutung nur um so
gewaltsamer machen mußte. Ohne Erdbeben, sagt er,

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116

Seebeben- oder Stoßwellen.

scheine ein solches Phänomen ganz unerklärlich. — Partsch
(Phys. Geogr. von Griechenland, S. 322) fügt nacli ande-
ren alten Quellen noch hinzu, daß die Stoßwelle auf dem
flachen südlichen Ufersaum des malischen Golfes die
größten Verheerungen anrichtete. Die Orte Skarpheia,
Thronion, sowie die Thermopylen und Daphnus litten
vorzugsweise.

Der zweite Fall ist von Ammianus Marcellinus sehr
anschaulich beschrieben (rer. gest. 26, 10, 15 — 18), und
ereignete sich am 21. Juli 365 n. Chr. Nachdem am*
Morgen dieses Tages ein überaus heftiges Gewitter er-
folgt war, erbebte die Erde und das Meer zog sich weit
zurück, so daß in dem entblößten Schlamm die wechsel-
vollen Gestalten der Seetiere sichtbar wurden. Während
die Schiffe gleichsam auf dem Trockenen saßen, ver-
gnügte sich das Volk damit, in dem seichten Wasser die
Fische mit den Händen zu greifen, bald aber brauste das
Meer mit gewaltigem Schwall zurück über die Inseln und
Küsten dahin und spülte unzählige Gebäude und Tausende
von Menschen fort; als die Welle sich verlaufen hatte,
ergab sich, daß viele Schiffe nicht nur gekentert und ge-
strandet waren, sondern auch einzelne durch den Wogen-
schwall bis auf die Dächer der Häuser gehoben, was z. B.
in Alexandrien geschah, oder bis zu 2000 Schritt land-
einwärts geschleudert worden waren, wie denn der Autor
bei der messenischen Stadt Mothone (heute Modhoni) noch
selbst ein solches in langsamer Verwitterung zerfallendes
Wrack gesehen zu haben angibt.

Solche Stoßwellen gingen auch dem denkwürdigen
Ausbruch des Vesuv im Jahre 79 n. Chr. voran, wurden
im Jahre 262 n. Chr. an allen Küsten des Mittelmeeres
beobachtet, zerstörten 552 und 555 Konstantinopel, und
endlich am 6. September 1627 einige adriatische Küsten-
orte Mittelitaliens.

Sehr viel genauer sind wir wieder unterrichtet über
ein moderneres Ereignis derart, welches dem großen
griechischen Erdbeben vom 26. Dezember 1860 folgte
(vgl. Schmidt, Studien über Erdbeben S. 72 f.) und
die Umgebung des Golfs von Korinth heimsuchte. Das

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Stoßwelle von Lissabon.

117

Epizentrum des Erdstoßes wie der Stoßwellen läßt sich
ziemlich genau in 38° 13' N. Br. und 22° 20' ö. Grw.
ansetzen, am Boden des Golfs zwischen Aigion und Itea.
Infolge des Hauptstoßes, der also hier vertikal gerichtet
war, erhob sich die See, und konzentrische Wellenringe
liefen von dort aus auf die Küsten zu, drei bis fünf ver-
derbliche See wogen da, wo das Land flach war, an
200 Schritt weit ins Land hineinschleudernd, an den
steilen Felsgestaden in mächtiger Brandung sich auf-
türmend. Ob dabei die Welle gleich tibertretend, mit
einem Wellenberg voran, anlangte, oder der Ueberflutung
ein Wellen thal voranging, ist nicht klar zu entscheiden.
Besonders wurde die Nordseite des Golfes, Vytrinitza und
die Bucht von Salona mit den Häfen von Itea und Gala-
xeidion, heimgesucht, während das achajische Ufer durch
einen großartigen Senkungsvorgang dauernden Verlust
erlitt. Da das Epizentrum von Galaxeidion und Vytrinitza
den gleichen Abstand hatte (18,76 km) und die Welle im
ersteren Hafen 8 bis 9 Minuten, im letzteren ca. 15 Mi-
nuten nach dem Stoß anlangte, hatte diese eine Geschwin-
digkeit von ca. 37 bezw. 21 m in der Sekunde.

Ungleich großartiger war die Wirkung und Aus-
breitung der Stoßwellen, welche das große Erdbeben von
Lissabon vom 1. November 1755 begleiteten (v. Hoff, IV,
1, S. 446 ff.). In Lissabon selbst erschien geraume Zeit
nach dem zweiten Stoß eine 5 (nach anderen 12) Meter
hohe Welle, welche die Schiffe auf dem Strom von den
Ankern riß und das neue, aus Marmorblöcken gebaute
Hafenbollwerk hinwegspülte, wobei die dorthin geflüchte-
ten Einwohner und an demselben festgemachten Schiffe
spurlos verschwanden, während der Hafen an jener Stelle
fast 200 m Tiefe erlangte. Der ersten Welle folgten noch
drei andere, und an der ganzen portugiesischen Küste be-
wirkten sie örtlich Veränderungen in der Wassertiefe.
Auch in Cadiz erschien um 11 Uhr 10 Minuten ein Welle7i-
berg von 18 m Höhe und zerstörte nicht nur Teile der
Festungsmauem, sondern durchbrach auch die Landzunge,
welche die Stadt mit dem Festland bei Leon verbindet.
In Gibraltar war der zuerst ankommende Wellenberg nur

118

Seebeben- oder Stornvellen.

2 m über dem mittleren Wasserstand hoch, dagegen wie-
der viel höher in den Hafenorten an der atlantischen
Küste von Marokko; in Mogador speziell wurde der Hafen
durch den zurtickwogenden Schwall auffallend vertieft.
Dagegen beobachtete man auf Madeira zuerst ein Zurück-
weichen des Meeres an der Nordseite der Insel auf
100 Schritt, während die erst dann landwärts zurück-
flutende Welle in Funchal 4,5 m über die Hochwasser-
marke sich erhob. Hier begann das Phänomen um 1 1 Uhr
45 Minuten und wiederholte sich etwa noch fünfmal,
langsam an Stärke abnehmend. In die Häfen zu beiden
Seiten des britischen Kanals, in die Nordsee bis nach
Glückstadt und Hamburg hinauf, wo sie um 1 Uhr an-
langte, pflanzte die Stoßwelle sich fort; aber auch west-
wärts quer den Atlantischen Ozean überschreitend wurde
sie in den amerikanischen Ktistenorten und namentlich
auf den westindischen Inseln wahrgenommen; in Antigua
als eine 3 bis 4 m hohe Welle um 3 */« Uhr nachmittags
Lokalzeit. Auf der Insel Saba stieg die See über 6 m
hoch, und ein im Hafen der Insel St. Martin in 4,5 m
Tiefe ankerndes Schiff stieß zeitweilig auf den Grund;
auf Martinique trat die See in die oberen Stockwerke der
Häuser, und bei Barbados war das aufgerührte Meer-
wasser schwarz wie Tinte. Ob hier zuerst ein Wellen-
thal, wie in Madeira, anlangte, oder ein Wellenberg, wie
an den portugiesisch-marokkanischen Häfen, ist aus den
Berichten (Philos. Tram., vol. 49, 1755, p. 669) nicht zu
ersehen.

Nicht uninteressant ist, daß sogar die Ostsee bis-
weilen von solchen Stoß wellen beunruhigt wird, indem
nämlich plötzliche Niveauveränderungen des Ostseespiegels
in kurzen Zeitintervallen den Küstenbewohnern nicht un-

■

bekannt sind, welche sie mit dem absonderlichen Namen
des „Seebären - bezeichnen (was wohl mit dem engli-
schen boar, französisch harre zusammenhängt). In ein-
zelnen Fällen, wie am 4. März 1779 in Kolberg, erreich-
ten diese Stoßwellen die Höhe von 2 1 /* m. * Ein anderer
Fall wird von der Insel Dago im Rigaischen Meerbusen
vom 15. Januar 1858 gemeldet, wo die Welle örtlich

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Stoßwellen der Ostsee und des Pazifischen Ozeans. H9

1 ! 4 m Höhe erreichte und kleine Fahrzeuge von den
Ankern riß. Es ist nicht unwahrscheinlich, daß dieser
, Seebär" die Fernwirkung des großen Erdbebens war,
welches an demselben Tage die Karpathen und Ober-
schlesien erschütterte und sein Epizentrum beim Orte
Sillein hatte.

Der Hauptschauplatz solcher ozeanischer Stoßwellen
ist aber der große Pazifische Ozean: Erdstöße an
seinen vulkanischen Küsten scheinen fast in jedem Jahr-
zehnt einmal seine ganze gewaltige Wasserfläche in
Schwingungen zu versetzen, und kolossale Wellen durch-
' laufen diese von der einen Seite des Ozeans bis zur
anderen, und zwar mit solcher Kraft, daß örtlich noch
Verheerungen durch den Wogenschwall angerichtet wer-
den in einem Abstände von mehr als 10000 km vom
Schütterungszentrum. Insbesondere ist der stetig von
Erdbeben erschütterte Bruchrand der Westküste Süd-
amerikas die Ausgangsstätte solcher Stoßwellen l ): sie be-
gleiteten das Erdbeben von Valparaiso am 19. November
1822, das von Concepcion am 20. Februar 1835, das von
Valdivia am 7. November 1837. Diese haben bis zu den
Sandwich- und Samoainseln nachweislich ihre Wellen ent-
sandt, die ersteren erlitten auch am 17. Mai 1841, die
letzteren im Jahre 1849 Verluste durch solche. Als am
23. Dezember 1854 früh 9 1 /* Uhr (nach anderen Angaben
9 1 /* Uhr) die japanische Küste durch ein heftiges Erd-
beben heimgesucht wurde, welches die Orte Yedo, Simoda
und Osaka zerstörte, brach um 9 1 /* Uhr (bezw. 10 Uhr)
die See in Gestalt eines 9 m hohen Wellenberges in die
Häfen ein, daselbst das Unheil vollendend. Die russische
Fregatte „Diana" erlitt durch Aufstoßen auf den Grund
im Hafen von Simoda so starke Havarie, daß sie wrack
erklärt werden mußte; denn auf diesen Wellenberg folgte
ein ebenso tiefes Wellenthal, welches alle flacheren Buch-
ten trocken fallen ließ, und solche Undulationen wieder-
holten sich noch fünf- oder sechsmal bis Nachmittag
2 1 /* Uhr. — 12 Stunden nach der ersten Woge in

') Vgl. bei Hoff das vollständigere Verzeichnis.

120

Seebeben- oder Stoßvvellen

Simoda meldeten an der gegenüber hegenden Küste Kali-
forniens in San Francisco, und 13,8 Stunden später in
San Diego die dort aufgestellten Flutautographen Störun-
gen im Wasserstande an, welche die regelmäßigen Flut-
kurven ausgezackt erscheinen ließen, indem sich kleinere
Wellen von 20 cm größter Höhe darüber lagerten, sich
ca. alle 35 Minuten wiederholend. Die erste vom Pegel
aufgezeichnete Störung ist hier ein Wellentbal, soweit die
an sich schon etwas unregelmäßig gekräuselten Kurven
darüber ein Urteil gestatten (Report of the U. S. Coast
Survey for 1855, p. 342 ff.).

Ueber das südpazifische Gebiet zwischen Südamerika
einerseits und der australischen Küste andrerseits, nörd-
lich bis zu den Sandwichinseln hin erstreckten sich die
Wirkungen des großen Erdbebens von Arica am
13. August 1868, welches F. v. Höchste tt er sorgsam
studiert hat (Sitzungsber. Wiener Akad. Bd. 58, D, 1868,
S. 837; 59, II, 1869, S. 112; 60, II, 1870, S. 818).
Das Zentrum des Erdstoßes lag dicht beim Orte Arica
an der peruanischen Küste auf Tacna zu, die Zeit des
Anstoßes wird nach einheimischen Quellen zu 5 1 /-* Uhr,
in den Berichten englischer Seeoffiziere an die Admiralität
aber eine halbe Stunde früher, zu 4 ö /i Uhr nachmit-
tags angegeben. Etwa 20 Minuten nach dem ersten Stoß
überflutete die See 2 bis 3 m hoch den Strand, zog sich
dann schnell zurück, in den Hafenbuchten bis eine See-
meile seewärts, dann brach eine kolossale Woge über das
Festland herein, dieses bis zu 17m Höhe über der Hoch-
wassermarke überschwemmend; alle Viertelstunde wieder-
holten sich diese Undulationen mehrfach. In dem eigent-
lichen Schüttergebiet wurde, nach Hochstetter, allgemein
erst ein Uebertreten der Woge beobachtet. Doch süd-
wärts von Coquimbo, wo kein Erdstoß mehr gefühlt
wurde, erschien zuerst das Wellenthal, die See zog sich
dort, wie in Talcahuano, 200 m weit zurück. Die Stoß-
wellen rollten nun westlich und südwestlich über den
Ozean: auf der Insel Rapa (27,7° S. Br., 144,3 °W. Lg.)
trafen sie 11,2 Stunden, auf der Chataminsel (östlich Neu-
seeland) 15,8 Stunden, auf Neuseeland selbst und zwar

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Stoßwellen von Arica und Iquique.

121

im Hafen von Lyttelton auf der Stidinsel 19,6 Stunden
nach dem ersten Stoß ein (diesen nach Hochstetter in
Arica zu 5 h 15 m angenommen). Auf dem Festlande von
Australien verzeichneten die selbstthätigen Flutpegel in
Svdney und Newcastle 23 Stunden nach dem Stoß das
Eintreffen eines die Welle vorbereitenden Wellenthales.
In den letzteren Orten war die Welle klein, dagegen
wurden Lyttelton und einige Nachbarhäfen starker be-
troffen: hier zog sich das Meer äußerst schnell zurück
(der Hafenmeister schätzte diese Geschwindigkeit zu
12 Knoten in der Stunde oder 6 m in der Sekunde!),
alle Schiffe saßen auf Grund, und als die 3 m hohe Welle
anlangte, wurden viele von den Ankern gerissen. Es
wurden durch den Wogenschwall noch 2 km von der
Küste entfernt Brücken fortgeschwemmt. Auf der Chatam-
insel spülte die Woge ein Mauridorf in die See. Auf
den Sandwichinseln wurde die Stoßwelle sowohl in Hawaii,
in Hilo, 14,4 Stunden nach dem Stoß in Arica, wie auf
Oahu in Honolulu nach 12,6 Stunden beobachtet, welche
Zeitangaben nicht recht zu einander passen; da die Welle
des Nachts anlangte, so dürfte die frühere Aufzeichnung
in Honolulu den Vorzug verdienen. Nimmt man als Zeit
des ersten Stoßes in Arica 4 3 /4 Uhr an, so erhöhen sich
die Hochstetterschen Werte für die Reisedauer der ersten
Welle durchweg um 0,5 Stunde.

Das Erdbeben von Iquique, nahe bei Arica gelegen,
vom 9. Mai 1877 erstreckte seine Fernwirkungen über
die ganze Fläche des Pazifischen Ozeans, diesmal bis zu
den japanischen Inseln hin; es ist von Eugen Geinitz
ausführlich behandelt (Nova acta Leop. Carol. Acad. der
Naturforscher, Bd. 40, Nr. 9, Halle 1878). Die Zeit des
ersten Stoßes ist ziemlich sicher zu 8 Uhr 20 Minuten
abends anzusetzen; eine halbe Stunde (nach anderen nur
5 Minuten) später trat die See über den Strand hinauf,
um sich dann rapide zurückzuziehen und die große, 4,8 m
über Mittelwasser aufsteigende Welle zu bilden, welche
das Arbeiterviertel der Stadt zerstörte und mehrere Schiffe
wrack machte. In Arica wurde das Wrack der am
13. August 1868 gestrandeten Bark „ Wateree B von der

122

Seebeben- oder Stoß wellen.

neuen Welle aufgehoben und noch 2 Meilen (Seemeilen?)
nordwärts längs der Küste fortgetragen. Die Welle wurde
längs der ganzen Küste nordwärts bis in die Bai von
Guayaquil, südwärts bis Puerto Montt von Geinitz nach-
gewiesen, wobei die Orte in unmittelbarster Nähe (und
namentlich südlich) von Iquique zuerst einen Wellenberg,
dann erst das Wellenthal beobachteten. In den entfern-
teren Orten dagegen begann die Erscheinung mit einem
Rückzug des Meeres, also einem Wellenthal.

Die entferntesten Orte, bis zu denen die Stoßwelle vordrang,
sind folgende, mit Angabe der Reisedauer der Welle: Acapulco
15.6 Stunden, Opisbo südlich San Francisco 14,1, Marqnesasinseln
12 1 /*, Apia 15,5, Hilo (Sandwichinseln) 14, Lyttelton 18,4, New-
castle (Australien) 18,1, Sydney 18,2, Hakodate (Japan) 25,0,
Kadsusa 25 V«, Kamaishi 22,9.

Auf den japanischen Inseln, also 16000 km von dem
Stolazentrum entfernt, wurden Fischer, welche offenbar
beim Rückzug des Meeres sich zu weit vorgewagt hatten,
denn es heißt: „die Fischer waren ob des großen Fisch-
fanges voll Jubels 41 (Geinitz 438), von der Welle fort-
gespült, in Neuseeland Brücken zerstört, auf den Sand-
wichinseln Ansiedelungen an der Küste überschwemmt.
Der Unterschied zwischen dem höchsten und niedrigsten
Wasserstande betrug in Hilo lim, weiter westlich schnell
abnehmend, in Honolulu, das ja eine sehr gedeckte Lage
hat, nur noch 1,47 m.

Auch im Indischen Ozean sind solche Stoßwellen
aufgetreten. Das erste Mal erhielt die wissenschaftliche
Welt Kunde von solchen, als ein Erdbeben den Bengali-
schen Golf und seine Küsten am 31. Dezember 1881 er-
schütterte. Das Epizentrum lag unter dem Meeresboden
in der westlichen Hälfte des Golfs, und von hier aus
durchliefen konzentrische Stoßwellen dessen ganze Fläche,
östlich indes nicht über die Andamanen hinaus vordringend,
dagegen von den Flutpegeln in Port Blair, Negapatam,
Madras, Falsepoint-Leuchte und Dublat (Huglimündung)
aufgezeichnet. In Port Blair kam die See erst nach
25 Stunden zur Ruhe; Überall melden die Pegel zuerst
das Eintreffen eines Wellenbergs (Nature 1884, Febr. 14,

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Stoßwellen von Krakatau.

123

p. 358). Man wird aus dem vorher Gesagten schon ent-
nommen haben, daß immer in der Nähe des Schütter-
zentrums zuerst ein Ueberfluten des Strandes, dann erst
ein Rückzug der See erfolgt, welcher die eigentliche große
Ueberflutung der Küste durch eine hohe Stoßwelle vor-
bereitet.

Indes sind alle bisher beschriebenen Fernwirkungen,
auch die größten der pazifischen Ktistenerschütterungen,
noch in Schatten gestellt durch die Undulationen, weiche
die große vulkanische Katastrophe in der Sundastraße
vom 26. und 27. August 1883 begleiteten (Neumayer
in den Annalen der Hydrographie 1884, 359 ff.). Der
gewaltige Ausbruch des Krakatau erzeugte dreimal nach-
einander Stoßwellen: am 20. August, abends 6 Uhr, am

27. August, früh 5 Uhr 35 Minuten, und vormittags 10 Uhr
5 Minuten. Die stärkste Erschütterung war die letzte.
Am 27. August wurden nicht nur in allen Häfen des Indi-
schen Ozeans Stoßwellen (allemal mit einem Thal an der
Vorderseite) wahrgenommen, auch von der einsam auf
Süd-Georgien damals stationierten deutschen Expedition
unter Dr. Schräder an dem Flutautographen erkannt; am

28. August hatte die Welle auch den Weg in den Nord-
atlantischen Ozean gefunden und wurde früh 2 1 * Uhr
und mittags 1 * 4 Uhr vom Pegel in Rochefort angezeigt :
Herr v. Lesseps berichtete aus Aspinwall ebenfalls Niveau-
schwankungen seit dem 27. August, 4 Uhr nachmittags.
Diese Stoßwellen hatten noch eine Höhe von 30 bis 40 cm
(Comptes rendus 1883, II, 1228). In der Sundastraße
selbst zerstörte die See alle Ortschaften am Strande, und
gerade durch diese Ueberschwemmung wurden die größten
Menschenverluste veranlaßt. Nach übereinstimmender Ver-
sicherung aller Augenzeugen waren irgendwie beträcht-
liche Erderschütterungen während der ganzen Eruption
des Krakatau nicht wahrzunehmen (Pet. Mitteil. 1886,
S. 1 6). Die Stoßwellen, welche den Indischen und Atlan-
tischen Ozean durchliefen, hatten also nicht dieselbe Ent-
stehung, wie diejenigen von Lissabon, Simoda, Arica,
Iquique. Wenn sie aber Verbeek überhaupt als keine
eigentlich seismische Erscheinung gelten lassen will, so

124

Seebeben- oder Stoßwellen.

geht er darin doch wohl zu weit, denn er selbst spricht
fortwährend von einem „ Einsturz " des Krakatauvulkans,
der durch den langandauernden Aschenauswurf in seiner
Basis unterhöhlt gewesen und zusammengebrochen sei
wie ein mangelhaft unterstütztes Gewölbe (Pet. Mitteil.
1886, 22). Als der Kegel in die Höhlung hineinstürzt*,
folgte die See dieser Bewegung von allen Seiten. Das
hatte zur Folge, daß überall in der Sundastraße das
Wasser sich vom Strande zurückzog. Die gleichzeitige,
radiale Bewegung des Wassers auf einen Punkt hin, ohne
die Möglichkeit, anders als nach oben hin auszuweichen,
bewirkte dann aber weiterhin, daß über dem Krater eine
gewaltige Welle sich erhob, die dann wieder nach allen
Richtungen hin sich ausbreitete. Gleichzeitig hiermit erfolgte
dann die gigantische Explosion, welche von allen guten
Barographen der ganzen Erde getreu aulgezeichnet wor-
den ist. Natürlich mußten diese Pendelungen der Wasser-
oberfläche sich noch mehrfach wiederholen. Bei Anjer
und der Insel Dwars-in-den-Weg erreichte die Welle
30 m, bei Telok Betong 30 bis 40 m Höhe. Nordwärts
in die flache Javasee drang sie nicht weit vor, nur im
Flusse von Batavia ward sie wahrgenommen, sonst lief
sie sich schnell „tot*. Dagegen im „tiefen* Wasser des
Indischen Ozeans fand sie günstigere Bedingungen für
ihr Fortschreiten, und wenn die Aufzeichnungen des Pegels
in Aspinwall mit diesem Ereignis überhaupt in Zusammen-
hang stehen sollten, was von einigen bezweifelt wird, so
hat die Welle von Krakatau die Hälfte der irdischen
Wasserdecke durchlaufen.

Betrachten wir nunmehr diese Erscheinungen vom
Standpunkte der Wellentheorie, so ist dabei folgendes zu
bemerken. Stoßweilen sind am genauesten bisher studiert
von den Brüdern Weber, und zwar erstreckten sich ihre
Untersuchungen sowohl auf die Formveränderung, welcher
die Wellen von ihrer Entstehung an unterliegen, wie auch
auf die Frage, ob unter gewissen Umständen Wellen mit

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Theorie der Stoßwellen nach Weber.

125

dem Berg oder Thal voran durch das Wasser schreiten
können. Letzterer Punkt ist ja für die Beurteilung der
seismischen Stoßwellen von besonderem Interesse.

Wir betrachten denselben darum zuerst. „Man kann
willkürlich,* heißt es in der Wellenlehre (§ 129), „eine
Welle erregen, deren vorderster Teil unter dem Niveau
der Flüssigkeit vertieft (ein Thal) ist, oder über diesem
Niveau erhaben (ein Berg) ist. Wenn man nämlich in
einer sehr tief mit Wasser gefüllten Wellenrinne dadurch
eine Welle erregt, daß man an dem einen Ende des In-
struments eine weite Glasröhre senkrecht in das Wasser
der Rinne eintaucht und durch plötzliches Saugen mit
dem Munde an der oberen Oeffnung der eingetauchten
Glasröhre die Flüssigkeit in die Glasröhre plötzlich in die
Hohe zu steigen nötigt, ohne daß die so gehobene Flüssig-
keit wieder zurücksinken kann, so entsteht eine Welle,
deren vorausgehender Teil ein unter dem Niveau der
Flüssigkeit vertieftes Thal ist, das auch gleichmäßig ver-
tieft bleibend bis zum entgegengesetzten Ende der Rinne
fortrückt. Beobachtet man durch die Glaswände der
Wellenrinne hindurch, in welcher Richtung das Wasser,
wenn die Welle an irgend einem entfernten Punkte der
Rinne ankommt, zuerst sich zu bewegen anfängt, so sieht
man, daß die Bewegung der darin schwebenden Teilchen
zuerst nach abwärts und der Richtung, in der die Welle
vorwärts geht, entgegen geschieht. 14

„Wenn man dagegen in demselben Instrumente an
derselben Stelle eine Welle dadurch erregt, daß man eine
Wassersäule, die man in der eingesetzten Glasröhre in
die Höhe gehoben hatte, wenn sich die ganze Flüssigkeit
beruhigt hat, plötzlich niedersinken läßt, so entsteht eine
Welle, deren vorangehender Teil ein über dem Niveau
erhabener Flüssigkeitsberg ist und dem ein kleineres Thal
vielmehr nachfolgt. Beobachtet man nun durch die
Glaswände an einer entfernten Stelle der Rinne, wenn die
Welle ankommt, die Richtung, in der sich die im Innern
der Flüssigkeit ruhig schwebenden Teilchen zuerst zu
bewegen anfangen, so nimmt man die umgekehrte Er-
scheinung wahr: diese Teilchen bewegen sich nämlich

126

Seebeben- oder Stoßwellen.

zuerst nach aufwärts und* in der Richtung, in welcher
die Welle fortschreitet. — Die Bahn seihst, in der sich
die Teilchen im Innern der Flüssigkeit bewegen, ist die-
selbe, es mag ein Berg oder ein Thal der vordere Teil
einer fortschreitenden Welle sein, aber der Punkt in
dieser Bahn, von welchem die Bewegung anfängt, ist in
jenen zwei Fällen ein anderer."

Man geht wohl nicht fehl, wenn man in dem zweiten
Experiment der Brüder Weber die Herstellung einer Art
von n Uebertragungswelle tt (s. oben S. 24) erblickt. Ein
ins Wasser geworfener Stein wirkt vielleicht ähnlich, wie
die aus der Saugröhre fallende Wassersäule, insofern als
dadurch wirklich Uebertragungswellen von einiger Trans-
portkraft erzeugt werden. Man denke an den Felsblock,
welchen der erzürnte Cyklop dem Schiffe des Odysseus
zuerst nachschleudert (Od. 9, 845), wo die Wellen das
Schiff auf das Land zu treiben, während der zweite Wurf,
zwischen Schiff und Land niederfallend, das Schiff in die
See hinaus drückt.

Bei den Erderschtitterungen, welche den Meeresstrand
oder -Boden treffen, wird im Bereiche des Gebietes, wo
der erste Stoß ein vertikaler ist, zunächst über einer
großen Fläche der Meeresboden momentan gehoben, da-
mit auch der über dieser Fläche gelegene Teil der ganzen
Meeresmasse, wobei ein Ueberfluten des Strandes sich
leicht einstellt 1 ). Der Betrag, um welchen das Niveau
des Wassers sich am Strande erhebt, ist, weil schon hier-
bei Brandungserscheinungen eintreten können und Über-
haupt das sehr bewegliche Wasser die momentan ihm
vom Erdstoß mitgeteilte Vertikalbewegung noch beibehält,
sicherlich ganz erheblich größer als auf hoher See.
Messungen aus dem letzteren dürften freilich nicht leicht
zu beschaffen sein. Die so gehobene Welle sinkt alsdann,
nunmehr der Schwerkraft nachgebend, zurück, hierbei an

*) Vgl. sehr schön in Hoffs Katalog: „1666, 1. September.
Zu Arbon am Bodensee ein Erdbeben, welches eine augenblick-
liche Ueberflutung der Ufer durch den See bis gegen SO Fuß weit
verursacht. Das Wasser 2ieht sich schnell wieder zurück."

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Theorie der Stoßwellen nach Weber.

127

ihrer Geburtsstätte ein tiefes Thal erzeugend, in ihrem
Umkreise aber eine Welle aufwerfend, welche dann ring-
förmig sich ausbreitend den Weg über die ganze Ozean-
fl iiche einschlägt. Da die Pendelungen an der Schütter-
stelle sich von selbst wiederholen, außerdem durch neue
Stoße neue Wellen hervorgerufen werden können, so sieht
man leicht ein, wie sich solche Erscheinungen heraus-
bilden können, wie sie oben des näheren beschrieben sind.
Die hiervon etwas abweichenden Vorgänge bei dem Aus-
bruch des Krakatauvulkans haben wir bereits oben zu
erklären versucht.

Das weitere Schicksal der so aufgeworfenen Wellen
beschreiben die Brüder Weber nun folgendermaßen
(Wellenlehre § 82 f.):

v Nachdem durch das mehrmalige in die Höhe springen der
Flüssigkeit an dem Orte, wo ein Körper hineingefallen war,
mehrere größere Zirkelwellen entstanden sind, deren Zahl, wenn
ein bloßer Tropfen hereinfiel, sich auf 3 bis 4 beläuft, dagegen
nachdem schwere Körper hereingeworfen wurden, nicht wohl be-
stimmt werden kann, tritt in dem Hittelpunkte, von dem die
kreisförmigen Wellen ausgingen, an dem ferner das Wasser mehr-
mals sichtbar in die Höhe sprang, und an dessen Stelle der in
das Wasser geworfene Körper zuerst auftraf, zuerst Ruhe und
Ebenheit des Wassers ein. Diese glatte Ebene vergrößert sich
desto mehr, je weiter die entstandenen Zirkelwellen sich erwei-
ternd fortschreiten. Indessen vergrößert sich die spiegelnde glatte
ruhige Fläche von ihrem Mittelpunkte aus nicht vollkommen in
dem Verhältnisse, in welchem die erregten Wellen fortschreiten.
Denn ganz deutlich bemerkt man, daß während die Welle, die
zunächst diese ruhige spiegelnde Ebene begrenzt, oder mit anderen
Worten die Welle, welche die letzte unter den erregten ist, un-
gefähr soviel als ihre Breite beträgt, fortschreitet, hinter sich
eine neue, etwas niedrigere und schmälere Welle an dem Orte,
den sie im vorhergehenden Zeiträume eingenommen hatte, erregt,
daß ferner diese, wenn sie wieder ungefähr soviel als ihre Breite
beträgt, sich erweiternd fortgeschritten ist, auf dieselbe Weise
eine neue noch kleinere Welle hinter sich verursacht, die auch
in derselben Richtung wie- sie selbst fortschreitet; und so ent-
stehen denn nach und nach durch den Druck, den die Welle, die
in jedem Zeitmoment die letzte ist, auf die hinter ihr befindliche
Flüssigkeit ausübt, während die Wellen fortschreiten und sich
dabei mehr und mehr erweitern, eine große Anzahl von Wellen,
die sich selbst, wenn ein mittelmäßig großer Stein ins Wasser
geworfen wird, nach unseren oft wiederholten Zählungen, höher
als auf 50 beläuft.

128

Seebeben- oder Stoßwellen.

„ Zugleich erkennt man, daß die kleineren nachfolgen-
den Wellen jede durch eine besondere Rückwirkung der
ihr zunächst voraufgehenden größeren Welle vergrößert
werden, und daß daher alle erregten Wellen, je weiter
sie nach vorn fortgeschritten sind, desto gleicher an Größe
werden.

„Man kann sich von dem Gesagten dadurch über-
zeugen, daß mau einen Stein in ruhiges Wasser wirft,
dann abwartet, bis das Wasser an dem Orte, wo der Stein
hineinfiel, wieder glatt und eben wird, hierauf eine von
den Wellen, die der glatten Fläche am nächsten sind,
fest ins Auge faßt, und mit ihr, ohne sie aus dem Auge
zu verlieren, einige Schritte vorwärts geht. Bleibt man
nun stehen und zählt die nachfolgenden Wellen, indem
man Welle für Welle vor sich vorbeigehen läßt, so sieht
man zu seinem Erstaunen, daß mehr als 40 bis 50 sehr
große, sichtbare, von der glatten Fläche scheinbar aus-
gehende Wellen vorüberziehen.

„Aus dem Gesagten geht also von selbst der Satz
hervor, daß eine vorausgehende Welle jede zunächst nach-
folgende, ihr parallele oder konzentrische Welle verstärkt,
oder, wenn ihr keine nachfolgt, in dem Zeitraum, in
welchem sie ihre Breite durchläuft, eine neue hinter sich
verursacht. Daher, je weiter dieser Wellenzug fort-
schreitet, desto gleicher werden die hintereinander fort-
gehenden parallelen Wellen, sowohl hinsichtlich des Ab-
standes voneinander, als der Höhe und Breite. Jeder
wird daraus selbst schließen, daß diejenige Welle, welche
allen anderen vorausgeht (die, welche in einein jeden Augen-
blicke die erste ist), und also keine Welle vor sich hat,
weil ihr eine solche Unterstützung und Verstärkung durch
vorhergehende Wellen abgeht, sich nicht so lange hoch er-
halten könne als andere, die durch die ihnen vorausgehende}!
immer unterstützt und verstärkt werden.

„Die Erfahrung bestätigt das auch auf das voll-
kommenste. Denn die Welle, welche in einem bestimmten
Zeitmomente die vorderste und erste ist, verflacht sich
bei ihrem Fortgange auf einer großen Wasserfläche so
außerordentlich, indem sie sichtbar an Höhe ab- und an

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Theorie der StoBwellen.

129

Breite zunimmt, daß sie dem Auge schon, nachdem sie
ungefähr 2 bis 4 m durchlaufen hat, unsichtbar wird und
nun die ihr nachfolgende zur vordersten zu werden scheint,
die nach einem kurzen Verlaufe dieselbe Erscheinung der
Verflachung wiederholt, so daß nun die dieser wieder
folgende Welle die erste zu sein scheint, und so fort.*

n So nimmt denn die Zahl der sichtbaren Wellen unter
jenen Umständen von hinten aus immer zu, von vorn her
immer ab. Da indessen die Verflachung und das Ver-
schwinden der jedesmal vordersten nicht so schnell ein-
tritt, als die Erzeugung einer neuen Welle durch die
hinterste sich wiederholt, so nimmt doch die Zahl der
WeUen während des Fortschreitens beträchtlich zu."

Aus den für flaches Wasser geltenden Formeln XXI
bis XXIV Hagens ergibt sich die Wellenperiode und Ge-
schwindigkeit:

*=vv

Erzeugen wir demnach in einem Teiche durch einen Stein-
wurf Wellen, deren 4 auf einen Meter gehen (X = 0,25),
so würde also nach den Angaben der Weber die erste
Welle verschwunden sein, nachdem ihrer 8 bis 16 über-
haupt aufgetreten sind. Für diese Wellen wird t = 0,33 Se-
kunden und c = 0,765 m. Darum wird hierbei die erste
Welle nicht älter als 3 bis 5 Sekunden, dann stirbt sie.
Hat der Teich einen größeren Durchmesser als 8 m, und
sind die Wellen genau in seiner Mitte erzeugt, so ist
diejenige Welle, welche zuerst an das Ufer gelangt, ganz
gewiß nicht die älteste und erste aller vom Steinwurf
erzeugten, sondern irgend eine jüngere. Sobald hingegen
die Wasserfläche noch den 16- bis 32fachen Durchmesser
der Wellenlänge oder einen kleineren hat, wird die erste
am Ufer anlangende Welle auch die älteste sein können.
Leider sind die Versuche der Brüder Weber über diese
Prozesse nicht in ihren Einzelheiten mitgeteilt, so daß

Krümmel, Ozeanographie II. 9

130

Stoßwellen.

obiges Beispiel, das sich an eine rohe Beobachtung des
Verfassers anschließt, nicht als Maßstab für die Beurtei-
lung und zur eventuellen Korrektur der gleich näher an-
zugebenden wissenschaftlichen Verwertung, welche die
Reisedauer pazifischer und anderer Stoßwellen gefunden
hat, zu gebrauchen ist.

Jedenfalls aber muß, das geht aus obigen Darlegungen
der Brüder Weber hervor, im Einzelfalle allemal erst
nachgewiesen sein, data die erste in großem Abstände
vom Schtitterzentrum vermerkte ozeanische Stoßwelle auch
wirklich die älteste aller erzeugten gewesen ist. Von
diesem Nachweise hängt alles ab, er ist nicht leicht,
vielleicht überhaupt nicht, zu erbringen, und doch haben
Bache, Hochstetter, Peschel, Hilgard, Geinitz und Neu-
mayer die jedesmal zuerst notierten Stoßwellen auch wirk-
lich für die ältesten gehalten. Letztere Annahme und
damit die Verläßlichkeit der sogen. „Reisedauer 44 der
Wellen a priori zu bestreiten, halten wir uns auf Grund
der obigen Beobachtungen der Brüder Weber für voll-
kommen berechtigt.

Die genannten Gelehrten haben nämlich diese Stoti-
wellen zu einer an sich höchst interessanten Rechnung
benutzt. Wie aus der großen Periode solcher W r ellen
hervorgeht, besitzen sie eine Länge, welche bei den pazi-
fischen 500 bis 900 km erlangte. Da ihnen nun gleich-
zeitig eine Wellenhöhe von nur wenigen Metern im offenen
Ozean zukommen kann, so findet auf ihre Weggeschwin-
digkeit die Lagrangesche Formel (XV) Anwendung, nach
welcher ist:

c* = 2gp.

Kennt man die Geschwindigkeit c der Welle, so kann
man demnach die mittlere Wassertiefe auf der von ihr
durchlaufenen Strecke leicht berechnen, denn p ist (nach

XVI) = c* : 2g, oder im Metermaß angenähert ~- 0 c *- Es
muß hierbei freilich wiederum daran erinnert werden,
daß daneben auch Hagens Formel XXI Beachtung ver-
dient, woraus p = c 2 :3g = ^c 2 wird. Doch wollen wir
eine Entscheidung zwischen den beiden hier nicht treffen.

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Berechnung der Seetiefen aus Stoßwellen.

sondern bei Formel XV bleiben. Um nun c zu finden,
ermittelt man die „Reisedauer 14 der Welle, und da man
die Distanz zwischen dem Schütterzentrum und dem An-
kunftsorte aus dem sphärischen Dreieck kennt, sobald die
geographischen Positionen beider Orte gegeben sind, so
erhält man aus der Division der Distanz durch die Reise-
dauer (in Sekunden) die mittlere Geschwindigkeit (in Meter
per Sekunde).

Aber hierbei sind, abgesehen von der nicht ohne
weiteres zuzugebenden Bevorzugung der Formel Lagranges
vor der Hagens, Annahmen gemacht worden, die einer
unbefangenen Kritik nicht standhalten. Die Theorie setzt
eine gleichmäßige Tiefe voraus, die Natur bietet eine
solche nicht. Vielmehr sind die Stoßwellen aus dem
flacheren Küstenwasser zunächst in solches von größerer
Tiefe eingetreten, dann vielfach wieder in Gebiete, wo
geringe und größere Tiefe abwechseln. Hierbei muß not-
wendigerweise ein Verlust an lebendiger Kraft eintreten,
welcher der Welle eine geringere Geschwindigkeit erteilt,
als sie aus der mittleren Wassertiefe sich ableiten läßt.
Endlich ist die Voraussetzung gemacht, daß die Welle
wirklich die kürzeste Strecke entlang dem „größten Kreise"
zwischen dem Epizentrum und dem Ankunftsorte durch-
laufen habe, während sie doch in ihrer Geschwindigkeit
vornehmlich durch die Wassertiefe geregelt wird, also auch
in vielen Fällen auf einem Umwege, der nur durch sehr
große Tiefen zu führen braucht, schneller an den An-
kunftsort gelangen kann, wie auf dem größten Kreise,
der vielleicht auf seiner ganzen Strecke oder einem be-
trächtlichen Teil derselben über sehr flaches, also die
Welle aufhaltendes Wasser führt. F. v. Höchste tter hat
auf seiner graphischen Darstellung der Stoßwellen von
Arica und Simoda (Pet. Mitteil. 1869, Taf. 12) offenbar
nur mißverständlicherweise die Wellen sogar entlang den
Loxodromen laufend eingezeichnet, welche Linien von den
größten Kreisen bekanntlich gerade dann stark abweichen,
wenn in höheren Breiten Abstände von Ost nach West
gemessen werden sollen.

132

Stoßwellen.

Der größte Kreis zwischen San Francisco und Simoda wölbt
sich, auf der Karte in Merkatorprojektion eingetragen, beträchtlich
nach Norden aus, so daß er mit seinem Scheitel in 169,9° W. Lg.
die Breite von 48,4° N. erreicht, während Simoda in 34,7° N.,
San Francisco in 37,8° N. liegen. Die Wellen liefen also an der
japanischen und kurilischen Inselreihe entlang südlich bei den
Aleuten vorbei. Der »Abfahrtskurs" von Simoda war nach NOzö
hin, der „Ankunftskurs" in San Francisco von NWzW her.

Die Wellen von Arica nach Sydney fuhren auf Hochstetten
Karte gut nördlich von Neuseeland vorbei; der größte Kreis
verläuft knapp südlich von dieser Inselgruppe und sein südlichster
Scheitel liegt in 56° S. Br. bei 145° W. Lg.

Die Stoßwellen, welche von Iquique bis zu den japanischen
Inseln nach Hakodate vordrangen, konnten zunächst dem größten
Kreise überhaupt nur so eben folgen, da dieser den Aequator in
88,3° W. Lg. östlich von den Galapagosinseln schneidet, also südlich
Pisco auf das Festland für eine kurze Strecke übertritt Weiter
verläuft diese geodätische Linie immer nordwestlich gerichtet,
geht zwischen den Revilla Gigedo- Inseln und der Halbinsel Alt-
kalifornien (111° W. Lg. in 22° N. Br. schneidend) hindurch, trifft
130° W. Lg. in 36,6° N. Br. und hat den nördlichsten Scheitel in
49,7° N. Br. und 179° 0. Lg. unweit der Aleuteninsel Amtschitka.
In Hakodate kommt sie mit einer Richtung aus NO an.

Der größte Kreis zwischen der Sundastraße und Süd-
georgien verläuft zunächst in 88 W- Richtung auf die Heardinsel
(sö. Kerguelen) zu, schneidet 90° O. Lg. in 36,6° S. Br., 80° Lg.
in 48,5° S. Br., der Scheitel liegt in 67,4° S. Br. und 18,1 0 0. Lg.,
also jenseits des Polarkreises*, und die Linie kommt in der Rich-
tung von OSO auf Südgeorgien an.

Aus all dem vorher Gesagten dürfte der Schluß nicht
ungerechtfertigt erscheinen, daß die auf Grund von ozea-
nischen Stoßwellen berechneten mittleren Meerestiefen
zwischen zwei weit voneinander abstehenden Küstenorten
nicht als verläßlich gelten dürfen. In den meisten Fällen
pflegen ja auch, wie wir oben sahen, die Zeitangaben für
den ersten Stoß im Epizentrum und für die Ankunft der
Wellen am zweiten Ort sehr wenig sicher zu sein. Wir
verzichten deshalb darauf, an dieser Stelle erst die Einzel-
heiten solcher Berechnungen vollständig zu diskutieren,
indem wir uns begnügen, auf eine Zusammenstellung an
einem früheren Orte (Bd. I, S. 109) zu verweisen.

Eine Versuchsrechnung wird zeigen, daß der kürzeste Weg
zwischen Epizentrum und Beobachtungsort nicht immer der
schnellste sein muß. Der größte Kreis zwischen Krakatau und
Moltkehafen auf Südgeorgien hat eine Distanz von 12 380 km.

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Berechnung der Seetiefen aus Stoßwellen. 133

Die Strecke zwischen 6,2° S. Br. und 105,5° 0. Lg. nach 36,6° Br.,
90° 0. Lg. gibt 3734 km Abstand und eine mittlere Meerestiefe
von 5000 m. Von der letztgenannten Position nach 48,5° S. Br.
und 80° 0. Lg. ist die Distanz 1554 km, die mittlere Tiefe auf
3000m zu schätzen; der Rest des größten Kreises bis 54,5° S. Br.
und 36,1 0 W. Lg. ist 7091 km lang und seine mittlere Tiefe kaum
größer als 2000 m. Diese Tiefenschätzungen beruhen freilich nur
auf sehr wenigen Lotungen, sind aber absichtlich hoch gegriffen.
Daraus ergibt sich die mittlere Tiefe des ganzen Bogenstücks
zu 3030 m, und als „ Reisedauer" einer der Formel Lagranges ge-
horchenden Stoßwelle 19 St. 57 Min. Die von Neumayer angenom-
mene Reisedauer betrug aber 18 St. 16 M. Lassen wir dagegen
die Welle einen Umweg, aber durch tieferes Wasser, einschlagen,
indem wir die in untenstehender Tabelle ') durch 13 Schnittpunkte
charakterisierte Kurve zu Grunde legen, so erhalten wir als ganze
Weglange 13 990 km, also nur 1610 km mehr als der größte Kreis
ergab; und als mittlere Tiefe ergibt sich 4350 m. Danach be-
rechnet sich die Reisedauer zu 18 11 47 m , was dem Neumayerschen
Werte sich erheblich nähert. Wenn wir die Tiefen auf den ersten
Teilstrecken etwas über 5000 m angesetzt hätten (vgl. Zeitschr.
wiss. Geogr. II, 1880, Taf. 2), würde die aus der Formel abgeleitete
Reisedauer der von Neumayer angenommenen noch näherkommen.
Absichtlich sind in unserer Tabelle die Werte für die Tiefen
etwas zu klein angesetzt. — Dies Beispiel soll nur eine Versuchs-
rechnung sein, nichts weiter. Es versteht sich von selbst, daß
demnach für die in Orten, wie Sydney oder Newcastle in Australien,
vermerkten Stoßwellen der wirklich zurückgelegte Weg nur hypo-
thetisch sich angeben läßt: indem diejenigen Wellen, welche eine
sowohl kurze, wie auch tiefe Straße gelaufen sind, zuerst an-
kommen, wobei es möglich ist, daß diese Straße nördlich von
Neuseeland vorbeiführt, während andere, später angelangte und
vom Pegel aufgezeichnete Wellen vielleicht südlich um Neuseeland

S. Br.

6.2°

11,5°

19,5°
90° 0.

25,0°

29,5°

30°

32°

35°

Länge

105,5° O.

100° O.

80° 0.

70° 0.

60° 0.

50° 0.

40° 0.

Distanz . .
Mittl. Tiefe

845
5400

1392
5000

1196
5000

1108

5000

967 I 978
5000 4500

985
4200

km
m

S. Br.
Länge

35°

3H.5°

40°

41°

43°

45°

40° O.

30° O.

20° 0.

10° 0.

0°

10° w.

48° 54.5°
20°W.36,1°W.

Distanz . .
Mittl. Tiefe

971

876

841

855

829

834

1316

3800

3500

3500

3000

2000

1500

700

km
m

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134

Stutowellen.

herum dem größten Kreise folgten. Daher vielleicht auch die
Interferenzen in den Kurven (bei Hochstetter, Sitzb. Wiener Akad.
Bd. 60, II, S. 822). Die große Zahl dieser Wellen überhaupt
wird nach dem, was oben aus den Beobachtungen der Brüder Weber
mitgeteilt wurde, nicht mehr überraschen, und es ist nicht nötig,
wie Schmick (das Flutphänomen, Leipzig 1874, S. 24 ff.) ange-
nommen hat, die Wellen von den Küsten reflektieren und den
Weg herüber und hinüber mehrfach wiederholen zu lassen. Kur
Wellen, welche auf steil in tiefes Wasser abfallende, nahezu senk-
rechte Wände treffen, werden reflektiert, brandende Wellen aber
nie. Und die Stoßwellen zerstören sich immer selbst bei ihrem
Auflaufen auf die Küste, wie Wellen in einer Wellenrinne, die
an dem einen Ende in eine sanft geneigte Böschung ausläuft,
wie solche von Caligny und Bazin für ihre Versuche benutzt
wurden.

Es erübrigt nunmehr noch, auf eine andere Beob-
achtung der Brüder Weber hinzuweisen, für welche sich
auch bei den ozeanischen Stoßwellen vielleicht parallele
Erscheinungen nachweisen lassen.

„Ein Tropfen oder ein anderer kleiner Körper" (heißt
es Wellenlehre § 84), „der auf eine ruhige Flüssigkeit
fällt, erregt aber noch eine andere Erscheinung, durch
welche die Zahl der entstehenden Wellen vergrößert wird.
Man sieht nämlich vor der zunächst entstandenen kreis-
förmigen Welle eine große Zahl konzentrischer kreis-
förmiger Wellen entstehen, welche jene durch den herein-
gefallenen Körper unmittelbar veranlaßte Wellen ein-
schließen und desto kleiner sind und dichter aneinander
liegen, je größer ihre Zirkel sind oder, was dasselbe sagt,
je weiter sie von der durch den Körper unmittelbar er-
regten Welle abstehen. Ueber die Ursache ihrer Ent-
stehung sind wir noch ganz in Ungewißheit ..."

Es geht aus diesen Worten nicht ganz klar hervor,
ob die Brüder Weber etwa vor den eigentlichen Stoß-
wellen noch „kapillare 44 Wellen im Sinne Scott Russells
wahrgenommen haben ; Messungen scheinen nicht angestellt
zu sein, solche dürften auch nicht ganz leicht und ver-
läßlich ausfallen. Die Beobachtung ist indes wichtig und
anregend genug, um damit eine solche v. Höchste tters
in Parallele zu setzen, die er an den Aufzeichnungen des
Flutpegels in Sydney vom 15. August 1868 gemacht hat.
Die Hauptstoßwelle ist vom Pegel vermerkt worden um

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Stoßwellen.

6 h 55 m Lokalzeit; indes sind
schon 5 Stunden lang vor-
her niedrigere Wellen, und
zwar im ganzen 12, in Inter-
vallen von 28 bis 29 Minuten,
vom Pegelstift notiert worden.
Die erste dieser „ A u ß e n-
wellen" ist nach Hoch-
stetters Ansicht eine positive,
d. h. sie hat einen Wellen-
berg an ihrer Vorderseite;
die von ihm gegebene Kurve
aber zeigt hier ein Wellen-
thal, das gegenüber dem nach-
folgenden Berg indes unbe-
trächtlich genannt werden
kann (Wiener Sitzungsber. 60,
II, 820). Er verweist dabei
auf eine vorher von ihm bei-
gebrachte Notiz aus Honolulu
(ibid. 59, II, 115), wonach
daselbst ebenfalls 3 Stunden
vor dem Eintreffen der ersten
großen Stoßwelle ein abnor-
mes, wenn auch schwaches
Ansteigen der gerade fälligen
Flut wahrgenommen wurde:
also auch hier der Wellenberg
voran. — Ueberblickt man
die Aufzeichnungen des Pegels
von Südgeorgien, wie Neu-
nlay er sie publiziert hat (Ann.
d. Hydrogr., 1884, Taf. 5), so
bemerkt man, daß die große
Stoß welle zwar am 27. August
1883, nachmittags 2 h 55 m da-
selbst anlangte, aber doch
schon seit 12"25 m a. m., also
14 1 /* Stunden früher kleinere

.Stoßwellen.

Pendelungen des Pegelstiftes sich über die normale Ge-
zeiten welle lagern, deren ca. 30 in etwa halbstündigen
Intervallen, d. h. den gleichen, wie die nachfolgenden
großen Stolawellen sie besitzen, zu zählen sind und welche
sich anscheinend auch nachher in Interferenzen über die
großen Stofawellen legen (Fig. 20). — Sind dies Webersche
„Außen wellen" oder als was sind sie anzusehen? Etwa
als üeberreste deformierter (abgestorbener) älterer Stoß-
wellen, wegen der gleichen Periode? —

Für noch eine andere, an die vorige sich anschließende
Beobachtung der Brüder Weber kann ich allerdings nicht
bei den ozeanischen Stoßwellen sichere Bestätigung finden,
woran vielleicht die Mangelhaftigkeit des vorliegenden
Materials schuld sein mag:

„Daß alle auf diese Art entstehenden Zirkelwellen im Fort-
schreiten sich voneinander mit ihren Gipfeln immer mehr ent-
fernen nnd also immer breiter werden, rührt daher, daß die
Wellen desto schneller fortschreiten, je größer sie sind, und jede
nachfolgende Welle, unter den (oben) angeführten Umständen,
bei ihrer Entstehung etwas kleiner ist als die vor ihr entstandene."

Es ist sehr bemerkenswert, daß viele Zentra vulkanischer
Thätigkeit und seismischer Erschütterungen, welche nahe dem
Meer oder in diesem selbst liegen, höchst selten oder gar nie
Stoßwellen erzeugen, welche an den Küsten fühlbar würden. So
sind inmitten des Atlantischen Ozeans in der Aequatorialgegend
(Pet. Mitteil. 1869, S. 96) von vorübersegelnden Schiffen sehr häufig
Stöße empfunden worden, welche unzweifelhaft seismischer Natur
waren, und doch sind damit zusammenhängende Stoßwellen
nirgends bekannt geworden. Man kann auch nicht einmal sagen,
daß an den von stetiger Brandung geplagten Küsten von Guinea
und Nordwestbrasilien solche Stoßwellen unbemerkt geblieben
seien, denn in den Uafenorten werden zum Teil ja regelmäßig
Flutbeobachtungen ausgeführt, und fehlt es auch sonst an Beob-
achtern gerade nicht. Vielleicht aber wären einem solchen, freilich
anderweitig nicht bekannt gewordenen Seebeben jene kolossalen
^Roller" zuzuschreiben, welche im Mai 1821 und am 11. Februar
1846 ganze Flotten auf der Reede von St. Helena zum Scheitern
brachten (Toynbee oben S. 96).

Eine merkwürdige Beobachtung aus dem westlichen Teile der
Südsee machten die Gelehrten der „Novara u -Expedition auf dem
Atoll Sikayana (8° 22.5' S. Br., 163° 1' 0. L.), zur Gruppe der

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Stellende Wellen

137

Salomonen gehörig, aber von Polynesiern bewohnt. Dort fanden
sie Bimssteingerölle von Walnußgröße über die ganze Fläche der
Insel Faule, an Stellen, wohin auch bei heftigstem Sturm die
Brandung nicht mehr reicht, während im Sand und Gerolle des
eigentlichen Strandes keine Spur davon sichtbar war. Diese
Bimssteinablagerung, welche einer auffallend reichen Baumvege-
tation Nahrung gewährte, erinnerte die Gelehrten an eine ähnliche
Bemerkung, welche der englische Naturforscher Iukes in der
Umgegend der Torresstraße auf australischem Boden machte:
indem er Bimssteingerölle unter genau den nämlichen Umständen
dort überall auf Flächen ungefähr 3 m über dem jetzigen Hoch-
wasser mehr oder weniger entfernt vom Strande, wie im Ufersande
selbst, antraf, und zwar auf einer Küstenstrecke von 2000 Meilen
(engl.?). Es muß nicht nur ein gewaltiger Vulkanausbruch im
melanesischen Gebiet, sondern auch eine plötzliche Erdbebenwelle
von kolossaler Größe gewesen sein, welche diese Stoffe an der
Küste allenthalben in einer gleichen Höhe über der Hochwasser-
linie zur Ablagerung brachte. Jenes Ereignis mag nicht ganz
modern sein, aber so alt ist es doch auch wieder schwerlich, daß
die Niveauverhältnisse von Land und Wasser sich in diesem Teile
der Südsee inzwischen um solchen Betrag verschieben konnten
(./Novara u -Expedition, erz. Teil II, 438).

Till. Stehende Wellen.

Außer den bisher betrachteten „ fortschreitenden"
Wellen, deren Form über die Wasseroberfläche nach einer
bestimmten Richtung successive fortrückt, also den Ort
verändert, lehrten die Brüder Weber zuerst (1825) eine
zweite Art rhythmisch sich wiederholender Wellen kennen,
welche ihren Ort nicht verändern, sondern deren Wellen-
berge an ihrem Platz durch senkrechtes Niedersinken in
Thäler, deren Thäler durch senkrechtes Aufsteigen in
Berge sich verwandeln. Diese Wellen nannten sie
„ stehende" Wellen. Schon die sehr elementare Be-
schreibung seitens der Entdecker zeigt, daß die „stehen-
den 1 * Wellen von den „fortschreitenden" wesentlich ver-
schieden sind. Dennoch entstehen sie leicht aus den
* fortschreitenden", sobald diese letzteren in einem seitlich
geschlossenen Geräte von regelmäßiger Form und namentlich
mit senkrechten Wandungen erzeugt werden. Sind näm-
lich die Längen der fortschreitenden Wellen so abgepaßt,

138

Stehende Wellen.

daß sie irgend einen aliquoten Teil der Breite dieses Ge-
fäßes betragen, so geschieht es, daß sie von den senk-
rechten Gefäßwänden reflektiert, Interferenzen gerade in
solchen Phasen bilden, daß Berg durch Berg, Thal di
Thal in entgegengesetzter Richtung hindurchschreitet.
Beistehende Figur zeigt eine Webersche Wellenrinne, in
welcher die Länge der Wellen gleich */a der Länge des
Gefäßes abgepaßt ist. Die Wasserfläche nimmt alsdann
bald die Form an, wie die ausgezogene, bald diejenige,
wie die punktierte Linie sie andeutet. An drei Stellen
zeigt die Oberfläche sich unverändert in ihrem alten
Niveau: das sind die „Knoten 14 ; die bald nach oben,
bald nach unten schwingenden Zwischenstrecken geben
die „Bäuche* der stehenden Wellen. Die Figur zeigt

Fig. 21.

drei Knoten, dagegen zwei vollständige und zwei halbe
Bäuche, letztere an den beiden Enden der Rinne, und von
diesen beiden ist der eine immer in der entgegengesetzten
Phase zum andern. Die Brüder Weber erzeugten stehende
Wellen indes auch unmittelbar, indem sie entweder das
Gefäß auf eine vibrierende Unterlage (elastische Haut
oder Geflecht) stellten, oder mit einem die Oberfläche der
Flüssigkeit in der Mitte treffenden Körper in gleichen
Zeitintervallen (taktmäßig) auf und ab bewegten.

Es entstehen aber immer nur dann stehende Wellen,
wenn die Länge der letzteren einen aliquoten Teil der
Länge des Gefäßes bildet. In jedem Gefäß ist also doch
eine unendliche Zahl von Arten stehender Wellen mög-
lich, jede einzelne Art hat aber nur eine bestimmte
„Periode", während welcher sich eine Schwingung hin
und zurück vollzieht.

Googl

Formel von Merian.

139

Auch die einfache Schwankung einer Flüssigkeit ist
eine stehende Schwingung, wenn die Oberfläche derselben
sich abwechselnd in die beiden Lagen von Fig. 22 setzt,
wobei, wie man sieht, die Oberfläche stets vollkommen
eben bleibt und der Punkt K den Knoten vorstellt. Diese
Schwingung ist zu betrachten, als entstünde sie durch

Fig. 22.

das Zusammenfallen der zwei Hälften einer Welle von
der doppelten Länge des Gefäßes selbst.

Letztere „uninodale" Schwingungsart ist die einfachste,
und sie hat die längste Periode. Für ein Gefäß von
rechtwinkligem Querschnitt gehorcht diese nach Rud.
Merian (Ueber die Bewegung tropfbarer Flüssigkeiten in
Gefäßen, Basel 1828, S. 31) dem Gesetze:

Tip Itp

T ~~ i

e — e

worin t die halbe Periode, l den Durchmesser des Ge-
fässes, p die Tiefe der Flüssigkeit, und g und « die oben
S. 7 gegebenen Werte bedeuten.

Für den Fall, daß der Durchmesser l im Vergleich
zur Wassertiefe sehr groß, also der Exponent p:l ein
sehr kleiner Bruch ist, so wird (ähnlich XIV bis XVII)

Sonst empfiehlt sich auch hier die Einführung eines Hilfs-
winkels

140

Stellende Wellen.

itp

cos tp = e »

danach :

t t = JLd .

2g. cos 2$

Man gelangt zu diesen Formeln auch, wenn man eich der
Entstehung der „stehenden" Wellen durch Reflexion „fortschrei-
tender 11 Wellen erinnert. In flachem Wasser war nach Airys
Formeln XIII bis XV

1 / * 1T~7 * _ X T k

t = K 7 J Xund wenn I~*y* yj2^>'

Beachten wir, daß t = 2 t und für eine uninodale Schwingung
\ — 21, so erhalten wir die Meriansche Gleichung. Bei einer bi-
nodalen Schwingung, wo J = X, würde die Schwingung in der
Hälfte der Zeit t erfolgen. Bei einer trinodalen Schwingung

2

(s. Figur 21) ist A. = — i, erfolgt die Schwingung also auch in
12 1

— = — der Zeit t u. s. f., bei einer «-nodalen Schwingung
in V"

Für Gefäße mit nicht horizontalem Boden, sondern
von prismatischem Querschnitt, so, daß die Kante nach
unten gekehrt, der Winkel zwischen den schrägen Seiten
ein rechter ist und die Seitenflächen selbst gegen die
Vertikale gleich geneigt sind, findet 6. Kirchhoff
(Wiedemanns Annalen der Physik 1880, X, 41)

worin P die größte Tiefe der Flüssigkeit bedeutet: hier
ist also t gleich der Schwingungsdauer eines einfachen
Pendels von der Länge P. Die Breite und die horizon-
tale Länge eines solchen prismatischen Gefäßes sind folg-
lich nach Kirchhoff von keinem Einfluß auf die Periode
dieser Schwingung.

Während in einer fortschreitenden Welle die Teil-
chen an der Vorderseite eines Wellenberges sich aufwärts,
auf der Rückseite abwärts bewegen, haben sie in den
Bergen der stehenden Welle Überall eine aufwärts ge-

ed by Googl

Bewegung der Wasserteilchen.

141

richtete, in den Thälern überall eine abwärts gerichtete
Bewegung. Das gilt für die Oberfläche. Im Innern der
Flüssigkeit bewegen sich die Teilchen nicht mehr in ge-
schlossenen Orbitalbahnen, „die in sich selbst zurück-
laufen, sondern die Teilchen gehen durch dieselben Punkte
derselben Bahnen wieder rückwärts, durch die sie vor-
wärts gegangen waren* (Weber). Bei der in obigen
Formeln beachteten einfachsten Schwingung sind in den
Gefäßen von rechteckigem Querschnitt und horizontalem
Boden nach Merian die Bahnen der schwingenden Teil-
chen krumme Linien, welche gegen die Ebene der Ruhe-
lage konkav sind. Die horizontale Bewegung ist dabei
ein Maximum genau unter der Knotenlinie am Boden des
Gefäßes, daselbst aber die vertikale Bewegung null. Die
vertikale Bewegung selbst hat ihr Maximum an den beiden
Seitenwänden, wo wieder die horizontale Bewegung null
wird. — In dem prismatischen Gefäße Kirchhoffs bewegen
sich die Flüssigkeitsteilchen in den gleichseitigen Hy-
perbeln, deren Asymptoten die Gefäßwände bilden. —
Das Verhalten der Flüssigkeitsoberfläche bei schnelleren
Arten der stehenden Schwingung hat Lechat analvtisch
und experimentell behandelt (Annales de chimie et de phy-
sique, 5 me sex., tome 19, 1880, p. 289 ff.).

Die soeben kurz charakterisierten „ stehenden Wellen u
scheinen, wie neuerdings mehr und mehr hervortritt, auch
in den Meeren aufzutreten. Wie im folgenden Kapitel
darzulegen ist, kann freilich mit guten Gründen bestritten
werden, daß jene einfachen uninodalen Schwingungen
längster Periode (wobei die Oberfläche eben bleibt) durch
die großen Becken der Ozeane herüber und hinüber vor-
kommen; vielmehr ereignen sich stehende Schwingungen
anscheinend mehr in abgeschlossenen Meeresteilen von re-
lativ geringer Fläche, wie sie in den kleineren Neben-
meeren und den Golfen und Hafenbecken aller Küsten
gegeben sind. Dort werden sie alsdann für die praktische
Schiffahrt von nicht unbedeutendem Interesse.

Für die Möglichkeit ihres Auftretens ist eine Be-
merkung der Brüder Weber zunächst maßgebend, „daß
nämlich auch da, wo die Bedingungen zu einer stehen-

142 Stehende Wellen.

den Schwingung der Flüssigkeiten nicht vollständig vor-
handen zu sein scheinen, dennoch eine solche Schwingung
entstehen könne * ; was die beiden Gelehrten so erklären
(indem sie stehende Schwingungen mit mehreren Knoten
und Bäuchen im Auge haben), „daß wenn sich nur an
einigen vielleicht nicht ganz regelmäßig gestellten Punk-
ten Kegel und Trichter („Bäuche 11 ) gebildet haben, die
Flüssigkeit dadurch einen Schwung bekommen kann, der,
durch wiederholte Zurückwerfung von den Wänden des
Gefäßes mehr und mehr regelmäßig werden kann". In-
dem die natürlichen Wasserbecken, auch die kleinsten
Seen, weder senkrechte Wände, noch horizontalen Boden
haben, noch taktmäßig an ihrer Oberfläche oder vom
Erdboden aus Impulse erhalten, scheinen freilich die
hauptsächlichsten Bedingungen für das Auftreten stehen-
der Wellen nicht vorhanden zu sein.

In der That hat man denn auch nicht stehende
Schwingungen in solchen Wasserbecken planmäßig ge-
sucht, sondern ist durch einige sonst unerklärliche Un-
dulationen des Wasserspiegels an den Küsten darauf ge-
führt worden, in stehenden Schwingungen hierfür die
Ursache zu finden, indem die Gezeiten eine viel zu lange,
die Windwellen auch in Gestalt von Grundseen oder
längster Dünung eine viel zu kurze Schwingungsperiode

man einlach seismische Stoüwellen ihm zu Grunde
legen könnte.

Der Genfer Physiker Forel hat gezeigt, daß gewisse
rhythmische Niveauschwankungen der Schweizer Seen,
vornehmlich des Genfer Sees, welche dort Seiches, am
Bodensee Euhss (Schnars, Der Bodensee, Stuttgart 1857,
III, 187) genannt werden, in uninodalen Schwingungen
des Wassers bestehen. Das Niveau pflegt sich innerhalb
einer halben bis dreiviertel Stunden zu heben, dann sich
in der gleichen Zeit zu senken, und diese Schwankungen
in gleichen Intervallen stundenlang zu wiederholen, wo-
bei die Amplitude der Niveauverschiebung sehr variabel
ist und von 8 cm bis gelegentlich wohl zu 2 m betragen
kann. Nach den Aufzeichnungen selbstthätiger Pegel

xi by Google i

I

Seiches in Schweizer Seen

143

kommen außer diesen einfachen Schwankungen auch noch
andere von etwas kürzerer Periode vor. Indem Forel die
gleichzeitigen Vorgänge in der Atmosphäre diesen gegen-
über stellte, fand er allgemein die Amplituden bei ruhi-
gem Wetter klein, dagegen bei bewegter Luft, nament-
lich bei böigem Wetter oder Gewittern, die Schwankungen
sehr viel größer. (Die hauptsächlichsten hierauf bezüg-
lichen Abhandlungen Foreis sind enthalten im Bulletin de
la SociiU vaudoise des Sciences naturelles, tomes XII, 1873,
Nr. 70; XIII, 1875, Nr. 74; ferner Archive* des Sciences
naturelles, tomes 59, Nr. 233 (15. Mai 1877); 63, Nr. 249
(15. September 1878); cf. Annales de chimie et de phy~
sique, 5 me sene, tome IX, 187G.) —

Sarasin entnahm den Aufzeichnungen in Vevey, dati
außer uninodalen Schwankungen sowohl in der Längs-,
wie in der Querachse des Genfersees noch in der ersteren
Richtung eine binodale Welle schwingt: die beiden longi-
tudinalen Wellen mit einer Periode von 73 und 35,6 Mi-
nuten, die transversale mit 5 bis 6 Minuten (Geogr. Jahrb.
IX, 1882, S. 32).

Forel war es auch, der zuerst zeigte, daß ein altes
Problem der Ozeanographie, die merkwürdig unregelmäßi-
gen Strömungen des Euripus, der schmalen, bekannt-
lich beim alten Chalkis oder Negroponte Überbrückten
Meerenge zwischen Böotien und Euböa, auf uninodalen
Schwingungen des Golfs von Talanti (Atalante) beruhen,
der seiner horizontalen Konfiguration nach ein fast allseitig
abgeschlossenes, ziemlich tiefes Becken vorstellt. Auf
Grund von Beobachtungen des Jesuiten Babin, die freilich
schon über 200 Jahre zurückliegen, kam Forel zu folgen-
der Erklärung. Der Golf von Talanti öflhet sich durch
den Oreoskanal zwischen Euböa und Thessalien zum
Aegäischen Meer, aus dem die Flutwelle auf diesem Wege
Eintritt findet. Zur Zeit des Voll- und Neumondes zeigt
sich in der schmälsten und seichtesten Strecke der Straße,
also bei Chalkis, binnen 24 Stunden ein viermaliges
Wechseln des Stromes, also ganz wie anderwärts im
flachen Wasser auch die Gezeiten es erzeugen würden:
offenbar hat man es also dann mit einer Aeußerung der

144

Stehende Wellen.

Springfluten im Aegäischen Meer zu thun. Hingegen zur
Zeit der Quadraturen, also der „ tauben 44 oder schwachen
Fluten, wechselt der Strom unter der Brücke von Negro-
ponte 11- bis 14 mal täglich, und diese Erscheinung be-
ruht dann nach Foreis Ansicht auf einer „stehenden"
Schwingung des Golfes von Talanti (Comptes rendus, t. 89,
1879, p. 859). In der That würde ein Binnensee von
den Dimensionen dieses Golfes (l = 115000, p = 100 bis
200 m), wie Forel schon berechnete, Schwingungen mit
einer ganzen Periode von 2 h 2 m bis l h 26 ra ergeben, also
in 24 Stunden 11,8 bis 16,6 ganze Oszillationen ausführen.
Auf Grund der britischen Seekarten 1554a, 1554b und
1597 wurden sich übrigens folgende genauere Dimensionen
feststellen lassen:

Von Chalkis bis zu

Ab-
stand
m

Mittl.
Tiefe
m

Ganze
Periode

Strom-
wechsel
in 24h

den Lithadainseln

dem Eingang des Malischen Golfs
dem Ende des Malischen Golfs .

84 820| 133
96 300, 125
111100 117

Ih 18m
Ih 32m
lh 55m

18,4mal
16,0 „

r 12,6 „

1

Daß auch solche Wellen beim Uebertritt in flacheres
Wasser durch die horizontale Verschiebung der Wasser-
teilchen Strömungen erzeugen können, darf nicht in
Frage gestellt werden, ein einfaches und jederzeit auszu-
führendes Experiment mit einem flachrandigen Gefäß zeigt
dies sehr deutlich. Auch in den Schweizer Seen sind in
Randbuchten und Seitengewässern nach Forel schon häufig"
solche mit den Seiches zusammenhängenden Strombewegun-
gen bemerkt worden.

Seitdem Forel jene Erklärung der Euripusströme
gegeben, sind dann die ziemlich eingehenden, wenn auch
bei weitem nicht erschöpfenden Beobachtungen eines
griechischen Seeoffiziers, Kapt. A. Miaulis, veröffent-
licht worden, welche in vieler Hinsicht die älteren des
Jesuitenpaters Babin zu modifizieren geeignet sind (üspl
rrfi TraXXipfjoiac toö Eupiaroo, orcö 'Avoploo J Avt. MtaooXiQ •
iv 'AGTjvat? 1882, 29 SS., 12 Tabellen und 1 Karte; siehe

ed by Google

Stehende Wellen des Euripus.

145

Fig. 23.
18 . April 1872 .

Mond 22 Tag« alt.

n. Süder - Hafen..

J I I L

? — * — 1 — * — * — 5 — * — l — l — J — fza

Maaßsttb für tfi« Hftta.

Krüjmmel, Ozeanographie II.

10

ed by Google

140

Stehende Wellen.

•

meinen Auszug daraus in Petermanns Geogr. Mitteil.,
1887). Es ergibt sich nach kritischer Sichtung der-
selben, daß die im Norderhafen von Chalkis, also im Be-
reiche des talan tische n Golfs, sich mit den wechselnden
Strömungen gleichzeitig vollziehenden Niveauschwankun-
gen durchaus den Seiches der Schweizer Seen gleichen
und dort, ganz so, wie Forel wollte, eine den tauben
Fluten zukommende, wenn auch keineswegs während der-
selben etwa regelmäßig auftretende Erscheinung sind.
Während die Flutgröße bei Springzeit 1 m erreicht, be-
trägt die Amplitude dieser kürzeren Niveauschwankungen
5 — 20 cm (siehe die Fig. 23). — Dagegen sind im Süder-
hafen von Chalkis, einem rundlichen Seebecken von einer
Seemeile Durchmesser, diese Niveauschwankungen gleicher
kurzer Periode (16 bis 20 Wellen in 24 Stunden) an-
scheinend ununterbrochen vorhanden : die Flutwelle, welche
von Norden her den talantischen Kanal durchlaufen hat
bricht sich offenbar fast ganz in den engen und flachen
Gewässern unter der EuripusbrÜcke, so daß der regel-
mäßige Flutwechsel in dem genannten Hafenbecken süd-
lich von Chalkis nahezu vollkommen durch die dortigen
stehenden Wellen verdeckt wird. Den Ursprung dieser
letzteren mit Sicherheit nachzuweisen, ist zunächst noch
nicht möglich; dazu sind neue Untersuchungen erforder-
lich. Einstweilen aber spricht viel für eine Hypothese,
welche den Ursprung dieser Schwingungen im er et Ti-
schen Kanal, der zwischen Attika und Südost-Euböa bis
zu der Verengung bei der Insel Cavaliani reicht, sich
denkt. Der Flutwechsel ist in diesem Teil des ganzen
Euripus verhältnismäßig unbedeutend gegenüber dem-
jenigen im talantischen Kanal, daher denn alle die Ur-
sachen, welche hier „stehende Wellen" zu erzeugen ver-
mögen, ziemlich ungestört in Wirkung treten können.

Ais hauptsächlichste Ursache dieser merkwürdigen
Schwingungen hier, wie überhaupt in abgeschlossenen
Meeresgolfen und -Straßen, ist wohl die Aenderung der
Luftpressung auf größeren Bruchteilen ihrer Oberfläche
anzusehen, wie sie sich ergibt, wenn eine Böe über den
Golf dahin zieht oder wenn der Wind überhaupt „pufflg*

* Digitized by Googl

Problem des Euripus.

147

und in Stößen weht, also örtlich bald sehr stark, bald
sehr schwach wirkt. Für die Dauer dieser starken Luft-
pressung, bei Böen von V 4 bis 8 /i Stunden anhaltend,
findet, weil alsdann die Luftbahnen im spitzen Winkel
auf das Wasser gerichtet sind, eine Aufstauung des
Wasserniveaus in der Richtung des Luftstromes statt,
welche nach dem ziemlich schnellen Aufhören des letzteren
rückwärts ausschwingt. Damit ist dann die Schwankung
eingeleitet. Sie wird sich ganz erheblich in ihrer Ampli-
tude verstärken, sobald etwa eine zweite, folgende Böe in
einer gerade gleichgestimmten Phase auf die Wasserfläche
trifft, d. h. während der von der Böe gepreßte Teil der
Wasserfläche ohnehin in einer Abwärtsschiebung begriffen
ist. Durch solche zufällige, aber sehr wohl mögliche
Verstärkung kann die Amplitude der Schwankung gewiß
leicht jene hohen Beträge erlangen, wie sie zeitweilig vom
Genfer Pegel aufgezeichnet wurden.

Für den Golf von Talanti ist vielleicht noch eine
andere Ursache thätig. Nach Julius Schmidts Erdbeben-
katalog ist, neben dem korinthischen Meerbusen, der Golf
von Talanti wie der malische Golf eine Stätte unglaublich
häufiger Erderschtitterungen. Wie in den meisten solchen
stetig bebenden Ländern werden die kleineren, fast all-
täglich vorkommenden Stöße kaum beachtet und nur die
heftigeren, mit Zerstörungen verbundenen, der Geschichte
überliefert, wie etwa die oben (S. 115) erwähnten des
Jahres 42(3 v. Chr. Diese Erschütterungen des Küsten-
randes oder Golfbodens sind gewiß in jener griechischen
Meeresstraße gleichfalls als eine Kraft anzusehen, welche
das Wasser in „ stehende 44 Schwingungen versetzt, wie sie
Forel zur Erklärung der Strömungen bei Negroponte
voraussetzt; doch werden wohl die bekannten Fallwinde
(xaratY»l^sc) dieses Kanals die in den meisten Fällen wirk-
same Ursache dieser Niveauschwankungen abgeben.

Auch sonst zeigt das Mittelmeergebiet verwandte Er-
scheinungen.

Als Airy die Aufzeichnungen des selbstthätigen Pegels
von Malta diskutierte (Philos. Transiwt. 1878, vol. 109,
p. 136 f.), fand er Schwankungen des Wasserspiegels auf

148

Stehende Wellen.

von so kurzer Periode, daß an Gezeitenbewegung nicht zu
denken war. Diese Undulationen waren verzeichnet als
nieist einfache harmonische Kurven, nur selten durch
Interferenz kompliziert, von ziemlich gleichmäßiger Periode,
die im Mittel 21 Minuten betrug (aber doch, wie eine
von ihm mitgeteilte Probe zeigt, von 17,9 bis 28,1 Mi-
nuten schwanken kann) und von unregelmäßigem Auf-
treten, wobei die Undulationen dann viele Stunden, bis-
weilen ganze Tage lang andauern können. Die Ampli-
tude der Schwankungen war meist nur klein, erreichte
aber bisweilen die Wellenhöhe von 30,5 cm, alsdann weit
die Amplitude des Flutwechsels in Malta übertreffend.
Natürlich sind diese Niveauschwankungen im Bereiche
einer so friedlichen See auch den Maltesen aufgefallen,
welche sie den vulkanischen Aktionen auf Stromboli zu-
schreiben. Airy selbst dagegen bezeichnet sie ohne Zögern
als seiches r zumal seitdem er die Aufzeichnungen des
Pegels von Genf mit ihnen vergleichen konnte, wobei
sich beide Erscheinungen zum Verwechseln ähnlich heraus-
stellten. Die stehende Schwingung denkt Airy sich voll-
ziehend zwischen Afrika und Sizilien, und zwar nicht von
Küste zu Küste, sondern in dem tiefen, fast viereckigen
Becken, welches zwischen Malta und dem Kap Bon in
der That vorhanden ist. Die Seekarte zeigt, daß der
mittlere Abstand zwischen der sizilischen und der tunesi-
schen Küste hier auf 308000 m, die Breite des ganzen
Raumes von NW nach SO auf 264 000 m anzusetzen ist
und die mittlere Tiefe auf 270 m. Die Meriansche Formel
ergibt alsdann t = 85 bezw. 100 Minuten, so daß es also
einer Welle mit 8 oder 9 Knotenlinien bedürfte, um in
Malta Schwingungen von / = 11,5 Minuten zu erhalten.
Nehmen wir dagegen mit Airy an, daß nur das tiefe, von
der 200 m-Linie begrenzte Becken schwingt, so hat dieses,
ungefähr quadratisch, eine Länge von 187000 und eine
mittlere Tiefe von 620 m. Daraus ergibt sich t = 40 Mi-
nuten; hier würde also eine trinodale oder quadrinodale
Schwingung anzunehmen sein. Sollte dagegen — und
das liegt auch im Bereiche der Möglichkeit — die flach
aus tiefem Meere aufsteigende, zwischen Malta und Sizilien

ed by Googl

Wellen von Malta, Algier. Das Marrobbio. 149

sich erstreckende sogen. Maltabank selbst die Schwingung
örtlich begrenzen, so würde /, longitudinal genommen,
(3t> 000 m und t = 30,8, transversal genommen, 143 000 m
und t = 66,7 ergeben, also eine trinodale, beziehentlich
eine senodale Schwingung ergeben. — Welche Zahl von
Knotenlinien die stehende Welle der Malteser See wirk-
lich hat, läßt sich gar nicht entscheiden. Es müßte zu-
nächst experimentell untersucht werden, wie stehende
Wellen in Gefäßen mit ähnlicher Tiefenanordnung sich
verhalten. —

Stehende Schwingungen von erheblich kürzerer Periode
hat Aime* aus dem Hafen von Algier beschrieben (Ann.
de chim. et phys. 1842, V, 423). Sobald einige Tage hin-
durch heftiger Nordwind die See zwischen den Balearen
und Algerien aufgewühlt hat, wobei Wellen von 100 bis
200 m Länge (also einer Periode von 8 bis 12 Sekunden,
vgl. S. 12) vorkommen, so beginnt das mittlere Niveau
im Hafen alternierend zu steigen und zu fallen. Die
Dauer der Oszillationen beträgt zwischen 1 und 3 Minuten,
die Aenderung des Niveaus 0,5 bis 1 m. Die im Hafen
ankernden Schiffe sind alsdann in Gefahr, nicht nur gegen-
einander, sondern auch auf den Grund zu stoßen und sich
zu beschädigen. Hier scheint eine stehende Schwingung
im Hafenbecken selbst aufzutreten. Letzteres hat (nach
einer Karte bei Reclus, Nouv. gtogr. univ. XI, p. 479)
eine Länge von 1700 und eine Breite von 550 bis 700 m;
die mittlere Tiefe ist 15 m. Eine uninodale transversale
Schwingung eines Beckens von diesen Dimensionen ergibt
als ganze Oszillationsdauer 1 */* Minuten, eine longitudi-
nale Schwingung 4 l /2 Minuten, also den von Aime an-
gegebenen Werten sehr ähnliche Zeiten. —

Ob man in dem rätselhaften, an der West- und Süd-
küste von Sizilien von Trapani bis Syrakus lokalisierten
Phänomen des Marrobbio ebenfalls stehende Schwingun-
gen des Wassers in den Hafenbuchten oder auf den
Küstenbänken sehen darf, muß einstweilen dahin gestellt
bleiben. Diese ganze Erscheinung ist überhaupt nur wenig
studiert, obwohl die Küstenbewohner sehr genau darauf
acht zu geben pflegen, weil sie ihnen reichen Sardellen-

150 Stehende Wellen.

fang gewährt. Theob. Fischer hat darüber folgendes

zusammengestellt (Beitr. zur phys. Geogr. der Mittelnieer-

länder S. 92-96).

„Bei ruhiger, aber dunstiger Atmosphäre und bleigrau bis
gelblichrot gefärbtem Himmel beginnt das Meer plötzlich auf-
zuwallen und überströmt die flachen Ufer; wellenartig erhebt es
sich im Durchschnitt je einmal in einer Minute; oft nur einmal,
oft dies stundenlang (in der Regel aber nur zwei), ja in Mazzara
schon 24 Stunden lang wiederholend. Dort erreicht die Erhebung
in der engen Flußmündung eine Höhe bis zu einem Meter. Der
Grund des Meeres, animalische und pflanzliche Reste, werden wie
von unten her aufgewühlt, das Wasser nimmt eine trübe, rot-
liche Farbe an und ein Übler Geruch entwickelt sich. Die großen
Fische fliehen davon, dem offenen Meere zu, die kleineren dagegen
sind wie betäubt, werden auf den Strand geworfen und bleiben
beim Zurückweichen der Aufwallungswelle hilflos liegen und
sterben schnell, anscheinend mehr unter dem Einflüsse aus-
strömender Gase als infolge der Trennung von ihrem Lebens -
element. Die gewöhnlich im Schlamme lebenden Fische, die
Aale z. B., leiden weniger darunter, sie kommen nur an die
Oberfläche wie nach Luft schnappend. In Mazzara ist die Er-
scheinung so häufig und infolge der Konfiguration der Küste
und der engen flachen Flußmündung so hervortretend , daß man
sogar ein Zeitwort gebildet hat und man das tnarrubia lu
sciumi oft hört. Der Name bedeutet jedenfalls mar rubro, von
der rötlichen Farbe, die der aufgewühlte tonige Schlamm dem
Wasser gibt, nicht mare ubriaco, wie Smyth annimmt, von
der regellosen Bewegung. In Marsala, wo man am Hafen, um die
Straßen und die Häuser gegen gelegentliche Ueberflutungen durch
Marrobbio zu schützen, eine kleine Mauer aufführen mußte, wie
auch in Mazzara will man stets einen Schwefelgeruch wahrnehmen.
Bis zwei Kilometer landeinwärts macht sich die Erscheinung in
einer Erregung aller stehenden Flüssigkeiten, namentlich auch
durch heftiges Stinken der Kloaken bemerklich. Es macht zu-
weilen den Eindruck, als sei die Bewegung eine senkrechte von
unten, nicht eine wagrechte vom hohen Meere her, doch hat
man nie auch nur eine Spur eines Erdbebens bemerkt, die über-
haupt in dieser Gegend selten und schwach sind. Die radialen
Stöße von den Liparen her reichen selten hierher, ebensowenig
die mit den vulkanischen Erscheinungen von Sciacca, Isola Giulia
(Graham-Klippe) und Pantelleria zusammenhängenden. Doch be-
zeichnete man in Porto Empedocle und Syrakus die Erscheinung
als ein Seebeben. Auch auf den Sandbänken südöstlich Mazzara
und am Kap Granitola tritt das Marrobbio besonders heftig auf
und dort ging dabei 1804 sogar ein englisches Kriegsschiff von
18 Kanonen verloren, infolge einer ungewöhnlichen Strömung,
wie der Kapitän vor dein Kriegsgerichte angab. Bei Trapani
geschieht es nicht selten, daß Schiffe vom Marrobbio vom Anker

ed by Google

Das Marrobbio.

151

losgerissen werden, wie es überhaupt von Trapani bis Mazzara
am heftigsten auftritt und von da nach Osten schwächer wird.
IMe Seeleute sehen es immer als Vorboten eines kommenden
Sturmes an, wie es denn auch thatsächlich fast beständig von einem
südwestlichen Scirocco gefolgt ist." . . . Auch an der spanischen
Küste bei Alicante und Valencia gelten ähnliche Wallungen am
Strande, von den Seeleuten las tascas genannt, als Vorboten des
Scirocco (Mediterranean Pilot I, 1873, p. 15).

Wir haben Fischers Schilderung in aller Ausführlich-
keit hier aufgenommen, einmal weil es sich um eine noch
wenig wissenschaftlich erörterte, um nicht zu sagen, un-
bemerkt gebliebene Erscheinung handelt, und zweitens
weil sie gewiß in anderen Mittelmeeren ihre Gegenbilder
finden dürfte.

Die Entstehung des Marrobbio scheint, wenn wir
Fischers Schilderung recht verstanden haben, eng mit
dem Auftreten des Scirocco verknüpft. Bei südwestlichem
Winde und fallendem Barometer (welches die auch binnen-
lands auftretenden Begleiterscheinungen, wie die Gasent-
wickelung in stehenden Gewässern erklärt) und eigenartig
getrübtem Himmel pflegt sich der Scirocco als puffiger
und zuletzt böiger Wind zu entwickeln. Auch die Fre-
quenz des Scirocco und des Marrobbio in der jährlichen
Periode ist nach Fischer eine gleiche: beide Phänomen
kommen zwar in allen Jahreszeiten vor, am häufigsten
aber im März und Oktober. Wie im Hafenbecken von
Algier, so scheinen auch in allen Buchten und über den
Küstenbänken Siziliens sich stehende Schwingungen aus-
zubilden. Doch lassen sich für eine so kurze Oszillations-
dauer, wie sie Fischer, offenbar nach Abschätzungen der
Küstenbewohner, angibt (nämlich t = 30 Sekunden), nicht
wohl Becken nachweisen, deren Dimensionen eine so schnelle
stehende Schwingung erlaubten, man müßte denn Wellen
mit einer großen Anzahl von Knotenlinien konstruieren.
Andrerseits ist eine Wellenperiode von 60 Sekunden viel
zu groß, um an Dünung oder Grundseen zu denken, ab-
gesehen von der geringen Breite der luvwärts sich aus-
dehnenden Wasserfläche. Das Problem des Marrobbio ist
gegenwärtig noch weit von einer befriedigenden Erklärung
entfernt.

152

Steheudo Wellen.

Auch an den Küsten des Atlantischen Ozeans scheinen
stehende Schwingungen in geeigneten Lokalitäten sich
einzustellen. Airy machte bereits (Tides and waves, Ab-
bildg. 42 und 43, und Philos. Trans. 1878, 169, p. 139)
auf Undulationen von kurzer Periode (t = 7 bis 10 Mi-
nuten) aufmerksam, welche die Flutpegel in Swansea und
Bristol aufgeschrieben hatten und welche vorzugsweise
zur Zeit des Hochwassers aufzutreten scheinen. Denkt
man an stehende Schwingungen im trichterförmigen Golf
von Bristol, so würden sich al^ Dimensionen ergeben:
l längs gemessen = 78000, quer = 41000 und p nach
der Seekarte (d. h. für Niedrigwasser-Springzeit) im Mittel
25 m, wozu noch der ganze Betrag des Hochwassers in
diesem Golfe kommt, der im Mittel auf 10 m anzusetzen
ist; also^ = 35 m. Hieraus ergibt sich die halbe Periode
zu 30 bezw. 70 Minuten, so dalA wir auch hier mehrere
Schwingungsknoten (5 bis 7) einführen müßten, um obi-
gen Wert von t zu erhalten.

Ganz diesen kurzen Schwankungen von Swansea
ähneln die von Lentz (Flut und Ebbe, Taf. 7, Fig. 39) für
eine Sturmflut im Helder, und von Professor Borgen
nach den Befunden der deutschen Expedition für den
Moltkehafen auf Südgeorgien abgebildeten Niveau-
störungen, die sich der Flutkurve aufsetzen. Sie zeigen
eine Periode von 2 1 = ca. 36 Minuten im Helder, und im
Moltkehafen von wenigen Minuten bis zu einer halben
Stunde (Beob. Ergebnisse der deutschen Polarstationen;
Bd. U, Stidgeorgien, Berlin 1886, S. XLIX und Taf. SG 16).
Die Amplituden der Niveauschwankungen betragen eben-
falls ziemlich übereinstimmend nur wenige Centimeter.

Endlich ist noch aus den nordspanischen Häfen eine
ähnliche Erscheinung bekannt geworden, welche daselbst
Besaca heiüt und den Schiffen zu Zeiten sehr gefährlich
wird. Die englischen Segelanweisungen für diese Küste
erwähnen das Phänomen nicht Wir besitzen darüber
nur die kurzen Nachrichten, welche deutsche Seeoffiziere
gelegentlich ihres Aufenthalts an jener Küste während
des Karlistenkrieges im Winter 1874 zu 1875 gesammelt
haben (Annal. der Hydrogr. 1875, S. 161 f.). Darnach

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Resaca.

153

tritt die Resaca nur in Hafenbuchten mit weiter und tiefer
Oeffhung auf, so namentlich sehr kräftig in San Sebastian
und Pasages; sie wird dagegen nur wenig oder gar nicht
fühlbar in den gut geschützten Häfen mit engen oder
gewundenen Eingängen, wie das in Santander und San-
tona der Fall ist. Die Resaca besteht in einem Hin- und
Herschieben der Wassermassen mit unbedeutender Niveau-
veränderung. Die Schilfe gieren und schwaien hin und
her. Die Oberfläche des Wassers wird aber wenig davon
beeinflußt, so date kleine Boote im Hafen ganz unbelästigt
verkehren, während die hin- und hergeführten schweren
Schiffe alle Trossen und Ketten brechen. Am 12. De-
zember 1874 erlitten sämtliche vier Schiffe eines im engen
Hafen von Pasages ankernden spanischen Geschwaders
durch eine Resaca schwere Havarien, zwei der Fahrzeuge
muteten auf den Schlick auflaufen, um nicht ganz ver-
loren zu gehen. Leider sind keine Nachrichten über die
Zeitintervalle zwischen diesen Schwingungen gegeben,
doch wird man kaum fehlgehen, wenn man eine unino-
dale stehende Schwingung wie im Hafen von Algier an-
nimmt. Dabei ist wieder hervorzuheben, daß hier wie
an der Mittelmeerküste vorzugsweise so mangelhaft gegen
die offene See abgeschlossene Golfe es sind (über San
Sebastian vgl. Reclus, Nouv. giogr. rnüv. I, p. 869), welche
in derartige Schwingungen geraten.

Sehr richtig finden wir folgende Bemerkung S. Günthers
(Geophysik II, 885) zu den stehenden Schwingungen überhaupt.
Wenn eine Saite auf der Violine mit dem Bogen gestrichen wird,
so muß, um Töne zu erhalten, der Finger im allgemeinen stark
aufgedrückt werden. Es schwingt dann die Saite zwischen den
beiden Fixpunkten am Steg und am Finger. Legt man hingegen
den Finger beim Anstreichen nur locker auf die Saite, so wird
an dieser Stelle bekanntlich ein Schwingungsknoten erzeugt,
worauf dann die ganze Saite durch Auftreten mehrerer solcher
Knoten in aliquote Teile sich zerlegt. Sollten Bänke oder Stufen,
welche die Becken in den Nebenmeeren oder in Buchten des
Ozeans in gewisse Abschnitte zerlegen, das Auftreten solcher
Knotenpunkte begünstigen? Die Entstehung solcher vielknotiger
Wellen würde dadurch bedeutend verständlicher werden.

154 Gezeiten.

Zweites Kapitel.

Die Gezeiten.

I. Ueberblick Aber die Erscheinungen

»Unter denjenigen Bewegungsformen des Meeres, welche
mit wahrnehmbarer Geschwindigkeit vor sich gehen, ist
das regelmäßig in etwa halbtägigen Perioden erfolgende
Steigen und Fallen des Meeresspiegels die großartigste,
dem Menschen auffallendste und deshalb schon seit älte-
ster Zeit beobachtete. Man nennt diese periodischen
Spiegelschwankungen die Gezeiten (franz. les maries,
engl, the tides); die Halbperioden, während welcher der
Wasserspiegel über bezw. unter dem Mittelstand bleibt,
heißen Flut und Ebbe (franz. flux et reflux oder flot et
jitsant, engl, flood and ebb).

Das Wort Gezeiten kommt bereits 1582 in hochdeutsch ge-
schriebenen Büchern vor, während im Niederdeutschen Getide
geschrieben wurde. Dies Wort ist eine regelrechte Ableitung von
„Zeit". „Die Vorsilbe ^e 1 ist (so schreibt Herr Breusing dem
Verfasser) von besonderer Bedeutung, da durch sie das Kollektive,
das sich Wiederholende ausgedrückt wird. So haben wir Gebirge
von Berg, Gebüsch von Busch, Gewölk aus Wolke, so bedeutet
Gebrüll ein wiederholtes Brüllen und Gezeit eine sich wieder-
holende Zeit." Dementsprechend wird in dem ältesten nieder-
deutschen Buche über Steuermannskunst mit dem halb hoch-
deutschen Titel: Beschriving van der Kunst der Seefahrt von
P. V. D. H. (Peter von der Horst) Lübeck 1673, 4°, das Wort
sowohl in der Einzahl „dat Getide" im Sinne von „die Gezeiten-
erscheinung" als auch in der Mehrzahl gebraucht. Seit dem
vorigen Jahrhundert ist es gebräuchlicher, Gezeit in der Einzahl
weiblich zu nehmen. Das gut hochdeutsche Wort heutzutage in
der wissenschaftlichen Sprache zu gunsten des der charakteri-
stischen Vorsilbe beraubten plattdeutschen „Tide", welches im

') Aus dem Nachlaß von Prof. Dr. K. Zöppritz. Meine
eigenen Zusätze sind in den [eckig eingeklammerten] Anmerkungen
enthalten. Vgl. die Vorrede. 0. Kr.

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Uebersicht.

155

Munde der Kordseeanwohner heute schon weiter in „Tie" ab-
geschliffen ist, aufzugeben, liegt nicht die geringste Veranlassung
vor, obechon der Versuch zu allgemeinerer Einführung von „Tiden"
im Gegensatz zur Kaiserlichen Admiralität von mehreren neueren
Autoren gemacht worden ist und Verfasser sich leider selbst schuldig
bekennen muß, früher in Unkenntnis der Geschichte des Worts,
diese Einführung vertreten zu haben (Göttinger gel. Anz. 1879,
S. 1458, wogegen %u vergleichen die entscheidenden historischen
Notizen von Breusing im Jahrbuch d. Vereins f. niederdeutsche
Sprachforschung Bd. V (1879), 8. 19).

Ein Beobachter, der aus dem Binnenlande zum ersten-
mal bei tiefstem Ebbestand an einen der Nordseehäfen,
z. B. an der Kanalktiste, kommt, sieht vom Bollwerk aus
in unbegreiflicher Tiefe unter sich den Wasserspiegel,
und erhält den Eindruck, als wäre das Hafenbecken künst-
lich entleert worden. In diesem Zustand verbleibt das
Wasser noch ungefähr eine Stunde, ehe ein Wieder-
ansteigen merklich wird; dies beginnt erst äußerst lang-
sam und ist im allgemeinen noch im Anfang der zweiten
Stunde nur schwach. Die Geschwindigkeit des Steigens
nimmt aber allmählich zu und erreicht nach 3 Stunden
ihren größten Wert, während der Meeresspiegel seinen
mittleren Stand erlangt. Dieser Stand wird aber rasch
überschritten, das Wasser steigt in der nächsten Stunde
mit nur wenig abnehmender Geschwindigkeit und erst in
der 5. und 6. Stunde geht die Erhöhung seines Spiegels
in merklich immer mehr abnehmendem Tempo vor sich,
bis das Hafenbecken sich gefüllt und das Wasser an den
Bollwerken seinen höchsten Stand erlangt hat, den es
ebenso langsam wieder verläßt, wie es ihn erreicht hat,
um aber mit der Zeit immer rascher zu fallen, den Mittel-
stand nach 9 Stunden mit größter Geschwindigkeit wieder
zu passieren und mit abnehmender Schnelle dem tiefsten
Ebbestand entgegenzugehen, der nach etwas weniger als
12 Stunden wieder erreicht wird.

Eine wenigstens 14 Tage lang wiederholte Beobach-
tung der Erscheinung läßt aber bald erkennen, daß bei
aller Regelmäßigkeit im allgemeinen die Erscheinung doch
Abweichungen sowohl in der Zeit des Eintretens der ex-
tremen Stände, als auch namentlich in der Höhe derselben
erkennen läßt. Namentlich zeigt sich, daß alle 14 Tage

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150

Gezeiten

die Amplitude der Gezeiten, d. h. die absolute Höhen-
differenz zwischen höchstem und tiefstem Stand ein Maxi-
mum und 8 Tage vor und nach jedem solchen ein Mini-
mum besitzt. Erster e Zeit nennt man Springzeit, letztere
taube Gezeit.

„Man unterscheidet Springzeit und taube Gezeit in ähnlichem
Sinne, wie man leere, taube Schoten von denen unterscheidet, die
aufspringen, wenn sie voll und reif sind" (Breusing a. a. 0.). Im
Französischen sagt man vives-eaux und mortes-eaux, im Englischen
spring tide und nwxp tide. Letzterer Ausdruck, worin neap niedrig
heißt, aber nicht das Geringste mit dem deutschen nippen zu
thun hat, ist in der Form Nippflut in die deutsche Schriftsprache
geraten wird aber an der deutschen Küste nirgends verstanden
und ist daher auszumerzen.

Die Dauer eines Gezeitenwechsels, d. h. die zwischen
einem tiefsten Stand und dem nächsten verstreichende
Zeit ist nicht genau 6 Stunden, sondern das Eintreffen
verspätet sich von einem Tag zum anderen um etwa
40 Minuten und dieser Umstand ebenso wie die 14tägige
Periode der Springfluten deutet sofort auf den Zusammen-
hang mit der Bewegung des Mondes. Die Dauer eines
Gezeitenwechsels entspricht fast genau einem halben Mond-
tag, d. h. der Zeit zwischen oberer und unterer Kulmi-
nation des Mondes, ebenso wie die Zeit zwischen zwei
Springfluten der halben Umlaufszeit des Mondes um die
Erde entspricht. Für einen bestimmten Ort tritt also
Hochwasser immer bei einer bestimmten Stellung des
Mondes ein. Wenn z. B. heute der höchste Wasserstand
erreicht wird, wenn der Mond im WSW steht, so tritt am
nächsten Tage, wenn der Mond wieder im WSW steht,
abermals höchster Wasserstand ein. Diese Wahrnehmung,
dalä die Zeit des Hochwassers mit dem Stand des Mondes
in enger Beziehung steht, hat schon frühzeitig dahin ge-
führt, für die wichtigeren Häfen die Hafenzeit (franz.
etabUssement, engl, establislmient), d. h. diejenige Zeit an-
zugeben, um welche bei Vollmond oder Neumond das
Hochwasser dem Meridiandurchgang des Mondes folgt

*) [Leider auch in den Publikationen der Kaiserlichen Ad-
miralität ausschließlich in Gebrauch].

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Uebersieht.

157

Die Auswahl gerade dieser Mondsphasen beruht auf der
weiteren Beobachtungsthatsache, datä die höchsten Fluten,
die Springzeiten dem Vollmond und Neumond bald nach-
folgen, also kurz nach der Zeit eintreffen, wo Mond und
Sonne gleichzeitig den Meridian passieren. Da die Uhr-
zeit vom Durchgang der Sonne durch den Meridian aus
gezählt wird, so gibt die Hafenzeit auch an, um wieviel
Uhr bei Springzeit der höchste Wasserstand eintritt.

Da nun, wie schon bemerkt, die Flut immer der
Mondkulmination annäherrfd um dasselbe Zeitintervall
nachfolgt, so braucht man nur, um für einen beliebigen
Tag die Hochwasserzeit zu finden, aus den astronomischen
Ephemeriden die Zeit der Mondkulmination zu entnehmen
und die Hafenzeit zuzufügen. Das nächste Hochwasser
folgt dann etwa 12 b 20 m später, so daß täglich zweimal
Flut und zweimal Ebbe eintritt. Hiervon kommt nur dann
eine Ausnahme vor, wenn das Hochwasser auf 12 b oder
weniger als 2Ö m vorher oder nachher fällt, weil in diesem
Falle das vorhergehende Hochwasser noch in der letzten
Stunde des vorhergehenden Tages stattgefunden hat, das
folgende %chon auf die erste Stunde des nächsten Tages
fällt.

Genauere Verfolgung der zeitlichen Verhältnisse der
Erscheinung lehrt aber bald, da Li die Zeitdifferenz zwischen
dem Meridiandurchgang des Mondes und dem Hochwasser
nicht immer streng dieselbe ist, sondern dafc sie sich mit
dem Alter des Mondes etwas verändert. An den Tagen
nach den 4 Hauptphasen ist sie dieselbe, aber von Neu-
mond bis erstes Viertel und von Vollmond bis letztes
Viertel trifft das Hochwasser etwas früher, in den beiden
anderen Quadranten des Mondumlaufs etwas später ein,
als es bei unveränderlichem Zeitintervall der Fall sein
würde.

Soweit ungefähr war die Erscheinungsform der Gezeiten
schon bekannt, ehe der erste Versuch zu einer mechanischen Er-
klärung gelang. Schon den alten Griechen war, obwohl die Ge-
zeiten im Mittel raeer für unmittelbare Beobachtung zu klein sind,
die Existenz derselben in anderen Meeren wohl bekannt, wie man
aus dem Wortlaut ihrer frühesten Erwähnung bei Herodot (Buch II,
Kap. 11) schließen muß, der von dem Golf von Suez kurz be-

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158

Gezeiten.

merkt, er zeige taglich Ebbe und Flut, und offenbar voraussetzt,
daß diese Erscheinung seinen Lesern etwas Bekanntes sei. Auch
die halbmonatliche Periode und der Einklang mit der Mond-
bewegung war schon sehr früh bemerkt worden, denn Strabo
(Buch III, Kap. 5, p. 173 Cas.) zitiert bei seiner Beschreibung
der atlantischen Küste Iberiens eine längere Darlegung des Posi-
donius (gest. 51 v. Chr.) über die Gezeiten, welche dies beweist 1 ),
und auch Cäsar {Beil. Galt. Buch 4, 29) kennt die Springlluten
und ihre Beziehung zum Mondsalter, während Plinius (Hüft. not.
Buch II, Kap. 97 — 99) sogar schon Mond und Sonne als Ursache
der Erscheinung nennt 3 ). Die Angelsachsen hatten an ihren Insel-
küsten vielfältige Gelegenheit, die Gezeiten zu beobachten und man
trifft deshalb schon um das Jahr 700 bei Beda {De ratiorte tem-
porum Kap. 27) nicht nur die Vorstellung, daß der Mond die
Fluten hervorrufe, sondern auch die Kenntnis der Anomalien im
zeitlichen Eintreffen an einem und demselben Orte, der Ver-
schiedenheit der Hafenzeit verschiedener Orte, z. B. der Ost- und
Westküste von England , des Fortschreitens der Flutwelle vou
Korden nach Süden längs der englischen Ostküste und des stören-
den Einflusses des Windes. Im 16. Jahrhundert beginnen sodann
die Erklärungsversuche und haben, obwohl lange erfolglos, doch
wahrscheinlich viel dazu beigetragen, daß die empirischen Gesetze
der Erscheinung genauer erforscht wurden und schon 1682 durch
Flamsteed eine korrekte Gezeitentafel für die wahre Zeit des Hoch-
wassers bei London Bridge auf jeden Tag des Jahres 1683 in den
Philosophiral Transaction* (Vol. XIII, p. 10) veröffentlicht werden
konnte. Vier Jahre später erschienen Newtons Principia mathe-
matica philosophiae naturalis, worin der große Denker zum ersten-

') [Posidonius selbst verdankte seine Kenntnis wiederum den
Bewohnern von Gades, vgl. Strabo a. a. 0.].

2 ) [„Ebbe und Flut sind wie überall im Mittelmeer, so auch
im ägäischen sehr schwach und an den steilen Ufern um so
schwerer zu bemerken, als ihre an sich geringe Wirkung durch
den Einfluß der Winde oft ganz verwischt wird. Herodot spricht
von Ebbe und Flut im Malischen Meerbusen: hier konnte sie am
ehesten bemerkt werden . da der Busen seicht ist und die Küste
an der Mündung des Spercheios flach einschießt, so daß auch
schon eine Niveauveränderung von */• Dis V* na einen ziemlich
breiten Strandstreifen bloßlegt oder überschwemmt. Er erwähnt
lerner Ebbe und Flut bei Potidaea unter ziemlich analogen Ver-
hältnissen (Her. VII, 198, VIII, 129)." Partsch-Neumann, Phys.
Geogr. Griechenlands, S. 149 f. — Partsch hat auch die Gezeiten-
erscheinungen in den flachen Syrten nach alten Autoren be-
schrieben (Pet. Mitteil. 1883, 205). — Am vollständigsten be-
handelt die betreffenden Kenntnisse der Alten: Th. H. Martin,
Kodons des Anciens sur les Marpes et les Euripes, Caen 1866 (Mem.
Acad. imp. des Sc. de Caen)].

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Uebersicht.

159

mal den ursächlichen Zusammenhang zwischen den Gezeiten und
der Bewegung von Sonne und Mond aufdeckte. Die Kenntnis der
zeitlichen Verschiedenheiten und lokalen Besonderheiten der Ge-
zeiten ist aber in den beiden letzten Jahrhunderten noch erheb-
lich angewachsen.

Was die Flutgröße betrifft, so machen sich außer
der halbmonatlichen Ungleichheit noch andere Abweichun-
gen geltend, die nur bei genauerer Beobachtung erkenn-
bar werden. Namentlich zeigt sich an vielen Orten, daß
während eines halben Jahres die Vormittagsfluten höher
sind als die Nachmittagsfluten, während im nächsten Halb-
jahr das Umgekehrte stattfindet. An solchen Orten kann
man also von einer täglichen und von einer jährlichen
Ungleichheit sprechen. Auch im Charakter einer einzel-
nen Gezeitenwelle geben sich gewisse Unregelmäßigkeiten
kund. Die Flutdauer (d. h. die Zeit, während welcher
das Wasser im Steigen begriffen ist) ist z. B. in einge-
schlossenen Meeresteilen und Flüssen kleiner als die Ebbe-
dauer, und zwar pflegt dieser Unterschied in Springfluten
größer zu sein als bei tauben Fluten. Ueberhaupt zeigt
sich der Charakter der Gezeiten in hohem Grade von der
Begrenzung der Meeresteile abhängig, in denen er beob-
achtet wird. An kleinen Inseln inmitten großer Meere
werden immer nur geringe Flutgrößen gefunden, die 1 m
selten erreichen. Es gibt ferner Lokalitäten, wo die halb-
tägige Ungleichheit so zurücktritt, daß täglich nur eine
Ebbe und eine Flut einzutreffen scheint. In abgeschlosse-
nen kleinen Meeresbecken, wie z. B. das Mittelnieer,
werden die Gezeiten fast unmerklich. In Buchten, Flüssen
und engen Meeresstraßen werden die mannigfaltigsten und
in der Regel auch die höchsten Gezeiten beobachtet. Hier
kompliziert sich die Erscheinung jederzeit mit Strömungen,
welche durch die lokalen Anstauungen der Flutwelle er-
zeugt werden und die überhaupt fast an keiner Küste mit
Gezeitenwechsel fehlen. In jedem kanalförmigen Meeres-
teil erzeugt die Erhebung des Meeres an der Mündung
eine den Kanal entlang sich fortpflanzende Welle und
gleichzeitig eine Strömung, die oft noch lange fortdauert,
nachdem schon die Ebbe begonnen hat. Während des
Tiefstandes der Ebbe läuft dann die Strömung aus dem

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1(50 Gezeiten.

Kanal hinaus, welche Bewegung gleichfalls noch längere
Zeit nach Beginn der Flut fortzudauern pflegt. Der
Wasserstand kulminiert an jedem Punkte im Innern der
Bucht bezw. des Kanals später als am Eingang, und zwar
um so später, je weiter der Beobachtungspunkt von der
Mündung entfernt liegt. Man kann deshalb von einer
Flutwelle sprechen, die sich von der offenen See her in
den Kanal hinein fortpflanzt und mit ihrem Gipfel nach
und nach die verschiedenen Querschnitte des Kanals bis
an sein Ende durchläuft. Die Fortpflanzungsgeschwindig-
keit, womit dies geschieht, ist nur von der Gestalt des
Kanals, d. h. von seiner Tiefe, seiner Breite und den
Unregelmäßigkeiten seiner Bildung abhängig. In allen
Fällen ist sie viel größer als die Geschwindigkeit, womit
etwa das Wasser infolge der Gefall sänderung einwärts
strömen könnte. Denn die in die Themse eintretende
Flutwelle durchläuft z. B. 40 km in der Stunde. Ver-
gleicht man diese Geschwindigkeit mit derjenigen, welche
der Fortpflanzung des Fluteintritts an glattverlaufenden
Küsten zukommt, so zeigt sich, daß letztere immer größer
ist als erstere, daß also der Eintritt in engere Kanäle
eine Verzögerung der Wellenfortpflanzung im Gefolge hat.

In langen Kanälen, wie z. B. Flußmündungen, be-
obachtet man, daß die Zeitdauer von Niedrigwasser zu
Hochwasser abnimmt, je weiter man aufwärts geht. So
steigt z. B. die Gezeit bei Newnham am Severn inner-
halb 1 l j% Stunden vom tiefsten bis zum höchsten Stand
und sinkt 11 Stunden lang, bis sie wieder ihr Minimum
erreicht hat. Bei so plötzlichem Ansteigen des Wassers
rollt dasselbe über seichte Stellen und niedrige Uferbänke
mauerartig in schäumender Brandung aufwärts und bietet
die Erscheinung dar, die man Bore, in der Elbe und Weser
das Rastern [?], im Französischen barre, mascaret, raz dr
mark, im Amazonenstrom Pororoca nennt. Es gibt auch
Flußgeschwelle 1 ), in deren oberen Teilen innerhalb

*) Ich entlehne Herrn Breusing diesen treffenden Ausdruck
für den Teil eines Flusses, worin die Gezeiten (aestus) merklich
sind, also für Aestuarium in seiner ursprünglichen Bedeutung.

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Ueberblick.

101

12 Stunden zwei, ja sogar drei Perioden steigenden und
fallenden Wasserstandes sich unterscheiden lassen. Diese
Erscheinung tritt ebenso wie die Bore bei Springzeiten
deutlicher hervor als bei tauben Gezeiten und ist dann
in der Elbe[?] bis 150 km, in der Weser [?] bis 70 km,
im Amazonenstrom und seinen Nebenflüssen manchmal bis
800 km von der Mündung bemerkbar. Wenn Baien oder
Flußmündungen sich stark verengen, so steigt die Flut-
gröLie bis zu gewaltigen Dimensionen. Berühmt ist in
dieser Beziehung die 280 km lange Fundybai zwischen
den Küsten von Neuschottland und Neubraunschweig, wo
die am Eingang nur 27 m betragende Flutgröße im inner-
sten Winkel der langen Bai im Geschweige des Codiac-
flusses (Chepodybai) bis auf 21,3m steigt; nach Herschel
(Outlines of Astronomy 1875, § 75b') soll in Annapolis
sogar die Höhe von 3(3,5 m beobachtet sein. Auch an
europäischen Küsten werden sehr bedeutende Flutgröüen
beobachtet; die größte im Inneren des Bristolkanals, wo-
selbst am 8. April 1879 am Clevedon-Pier der Wasser-
stand 15,9 m über tiefster Ebbe betrug (vgl. Nature
Vol. XIX, p. 303, 432, 458, 481, 507, 582). Berühmt
durch ihre starken Flutgrößen von etwa lim ist auch
die Bucht von St. Michel an der Nordküste der Bretagne.
In langen und schmalen Meeresstraßen, wie z. B. der
Kanal, befolgen die Gezeiten in der Mitte desselben die-
selben Gesetze, wie an der Mündung von Flüssen und
schmalen Baien. Sie steigen und fallen in ungefähr
gleichen Zwischenräumen, und sind von Strömungen be-
gleitet, die 3 Stunden vor und 3 Stunden nach Hoch-
wasser in der einen, und in den folgenden 0 Stunden in
entgegengesetzter Richtung laufen. An den Ufern und
namentlich an der Mündung von Buchten und Strömen
werden aber ganz besondere Erscheinungen beobachtet.
Stat t da Li wie in Flüssen das Wasser beim Uebergang
von Flut zu Ebbe kurze Zeit völlig zur Ruhe kommt,
findet hier ein Wechsel der Stromrichtung statt, der in
12 Stunden alle Kompaßstriche durchläuft. Stellt man
sich so, daß man in der Richtung des Fortschreitens der
Fhitwelle sieht, so laufen an der Küste zur Linken die

Krümmel, Ozeanographie II. H

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162

Stromrichtungen im Sinne der Uhrzeiger herum, an der
Küste rechts im umgekehrten Sinne. In der Nähe von
Vorgebirgen, welche verschiedene Buchten voneinander
trennen, entsteht meistens in gewissen Phasen der Gezeit
ein sehr reißender Strom, den die Engländer Race nennen."

II. Wasserstandsmessung. Pegrel').

,Die Erkenntnis der Gesetze des Gezeitenwechsels
und ihre nähere Erforschung bedingt vor allem eine regel-
mäßige Beobachtung und Aufzeichnung des jeweiligen
Wasserstandes. Solche Beobachtungen sind schon seit
Jahrhunderten gemacht worden, weil die Kenntnis der
mit den Gezeiten wechselnden Wassertiefen für die ozea-
nische Küstenschiffahrt ein Gegenstand von der aller-
größten Wichtigkeit war. Die Einrichtungen zum Messen
des Wasserstands nennt man Pegel (pegeln, peilen heißt
ursprünglich nichts als messen). In seiner einfachsten,
auch jetzt noch sehr allgemein üblichen Gestalt ist der
Pegel nur ein vertikal fest aufgestellter Maßstab, dessen
unteres Ende so tidf unter Wasser liegen soll, daß es
selbst bei tiefstem Stand desselben bedeckt bleibt. Die
von einem beliebigen, meist am unteren Ende gelegenen
Nullpunkt aus zu zählende Teilung muß so kräftig aus-
geführt sein, daß sie aus einiger Entfernung deutlich ab-
lesbar ist. Eine sichere Ablesung an einem solchen ein-
fachen Pegel setzt voraus, daß derselbe an einem Punkte
aufgestellt ist, welcher der Wellenbewegung des offenen
Meeres ganz entzogen ist, aber frei mit ihm kommuni-
ziert, also enge Hafenbecken, Docks oder besonders her-
gestellte Schächte. Die Sicherheit der Ablesung hängt
wesentlich von dem Grade ab, in dem die Bedingung des
Auschlusses von der Wellenbewegung erfüllt ist. Da diese
Bewegung mit der Tiefe rasch abnimmt, so genügt es
nach Airy, wenn ein Schacht oder Rohr, in dem der
Wasserstand gemessen werden soll, in etwa 3 m Tiefe

l ) Von Prof. D. Zöppritz; s S. 154, Anm. und die Vorrede.

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Selbsttätige Pegel.

163

unter tiefstem Ebbestand mit dem Meere kommuniziert,
um darin einen von den unregelmäßigen Schwankungen
unabhängigen Wasserspiegel zu erhalten. Einen Schacht
oder ein Rohr wird man fast immer anwenden müssen,
wenn die Gezeitenhöhe an exponierten Punkten der Küste
gemessen werden soll. Zur bequemeren Ablesung wird
dann ein Schwimmer auf die Wasseroberfläche gelegt,
der einen Stiel trägt, oder besser an einer senkrecht auf-
wärts, dann über eine Rolle geführten und durch ein
kleines Gewicht gespannten Kette hängt. Es wird dann
die Größe der Auf- und Abbewegung des Schwimmers
entweder auf einem an der Kette (bezw. dem Stiel) an-
gebrachten Maßstab, der sich an einem festen Zeiger
vorbeibewegt, oder mittels eines fest aufgestellten Maß-
stabs, an dem sich ein mit der Kette verbundener Zeiger
auf und ab bewegt, abgelesen. Das von der Britischen
Naturforscherversammlung eingesetzte Komitee zur Ver-
vollkommnung der Gezeitenbeobachtung und -Berechnung
empfiehlt als besonders einfach und genau die Messung
des Wasserstandes in einem senkrechten Rohr von G bis
8 cm Durchmesser mittels eines langsam von oben ein-
gesenkten Maßstabs, der den Augenblick der Berührung
mit der Wasseroberfläche durch den Schluß des elektri-
schen Stroms eines einzigen galvanischen Elements an-
zeigt, wobei das metallene Rohr und der metallene Maß-
stab Zu- und Ableitung bilden.

Die Vervollkommnung der flutanzeigenden Instru-
mente ist in dem Maße fortgeschritten, wie die Anforde-
rungen, die man an sie stellte. Noch bis vor etwa einem
Jahrhundert wurde fast ausschließlich der Hochwasserstand,
d. h. Zeit und Höhe der Flutkulmination beobachtet, weil
für die Zwecke der Schiffahrt die Kenntnis dieser Phase
besonders wichtig war. Seichte Hafeneingänge, Barren
u. s. w. konnten eben nur zur Flutzeit, manche nur bei
Springflut passiert werden. Man mußte also möglichst
genau wissen, wann diese günstigen Umstände eintrafen.
Bei Ebbestand ruhte diese Art der Schiffahrt. Erst als
die Theorie der Gezeiten mehr Fortschritte machte, er-
kannte man die Notwendigkeit, zunächst auch die Tief-

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1Ö4

Wassers tandsmessung.

stände, dann aber überhaupt die Wasserstande in kürzeren
Zeitintervallen zu bestimmen. Am vollkommensten ent-
sprechen dieser Forderung die selbstregistrierenden
Pegel oder Flutautographen, welche den Wasserstand
in der Regel ununterbrochen als Kurve aufzeichnen. Der
Grundgedanke ihrer Einrichtung ist folgender. Wenn
man an dem Stiel (bezw. der Kette) eines Schwimmers •
einen Schreibstift oder Pinsel horizontal befestigt und eine
zu diesem senkrecht stehende Papierfläche langsam in
horizontalem Sinne vorüber bewegt, so zeichnet der Stift
eine Kurve auf die Schreibfläche, welche bei steigendem
Wasser ansteigt, bei sinkendem absteigt, die Flut also
als Berg, die Ebbe als Thal wiedergibt. Bei den großen
Amplituden, innerhalb deren an vielen Orten der W r asser-
stand schwankt, würden unhandliche Papierflächen nötig
sein, um diesen Gedanken ganz genau zur Ausführung
zu bringen. Man verkleinert deshalb durch ein Hebel-
oder Rollenwerk die aufgezeichnete Figur so weit, daß sie
auf einem handlichen Blatt Platz findet, das entweder
auf einer ebenen Tafel, häufiger auf dem Mantel eines
senkrecht stehenden, sich langsam drehenden Cylinders
aufgespannt wird. Die Uebertragung von dem Schwimmer
auf den Zeichenstift ist so eingerichtet, daß die Ordinate»
der aufgezeichneten Kurve proportional der entsprechen-
den Hebung oder Senkung des Schwimmers sind, während
die Abscissen direkt die Zeit darstellen. Durch Messung
mit dem Zirkel kann man für jede durch die Abscisse
dargestellte Zeit den zugehörigen Wasserstand über einem
ein für allemal angenommenen Nullpunkte erhalten, indem
man die abgegriffene Länge mit dem Reduktionsfaktor
multipliziert, der angibt, wie viel mal die Wasserhöhen
größer sind als die Kurvenordinaten. Dieser Faktor ist
eine jedem Instrument eigentümliche Größe, die entweder
durch Messung der Hebelarme bei dem Uebertragungs-
mechanismus, oder aber sicherer durch eine Reihe von
Vergleichungen gemessener Kurvenkoordinaten mit direk-
ten sorgfältigen Wasserhöhenmessungen bestimmt werden.

Der erste Flutautograph, englisch: selfregistering tide gauge,
französisch: maregraphe. wurde von II. R. Palmer 1831 in Sheerness

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Flutkurven

105

aufgestellt und in den Phil. Transactions for 1831. p. 209 beschrieben.
Ihm folgte der etwas verschieden konstruierte, von Bunt bei Bristol
aufgestellte, dessen Beschreibung sich in den Phil Trans. 1838,
p. 249 findet. An den deutschen Küsten sind nunmehr auch einige
solche Apparate aufgestellt *), so z. B. in Swinemünde (s. Seibt,
das Mittelwasser der Ostsee, Publikation d. k. preuß. geodät. In-
stituts, S. 3) und ein neuerer von Reitz in Hamburg verfertigter
auf der Insel Sylt, dessen Einrichtung aus der Beschreibung in
Biedermann, Bericht über die Ausstellung wissenschaftlicher Ap-
parate zu London 1876, S. 68 zu ersehen ist 2 ).

Der Anblick der Aufzeichnungen eines Flutauto-
graphen führt besser als alle Beschreibung in Worten
die Unregelmäßigkeiten der Gezeiten vor Augen, von
denen zuvor die Rede war. Statt einer einfach in gleichen
und symmetrischen Wellen auf- und absteigenden Linie
sieht man eine mehr oder weniger unregelmäßig verzerrte
Wellenlinie mit lauter unter sich verschiedenen Wellenr
bergen und Thälern.

Um hier wenigstens ein Beispiel von normalen Flut-
kurven zu geben, folgen solche von Cuxhaven und von
Helgoland (letztere punktiert), und zwar je für einen
Tag, den 19. August, wo der Mond gerade aus der
Quadratur herausgetreten ist, und einen Vollmondtag, den
26. August 1866. Am ersten von beiden Tagen war fast
taube Gezeit, am anderen fast Springzeit. Diese Kurven
sind zwar nicht an einem Flutautographen aufgezeichnet,
aber durch viertelstündige und um die Kulminationszeit
fQnfminutliche Ablesungen erhalten worden. Sie sind von
H. Lentz, dessen Werk (Flut und Ebbe, Hamburg 1879,
S. 48 und Fig. 15) die Figur entnommen ist, so aus-
gewählt, daß sie, weil an windstillen Tagen beobachtet,
von dem Einflüsse des Windstaus unabhängig sind und das
Gezeitenphänomen möglichst rein zum Ausdruck bringen.

J ) [Nach Kapt. P. Hoffmann (Ann. der Hydr. 1883, 263) an
folgenden Punkten der Ostsee: 1) Kiel, Kais. Werft bei Ellerbeck,
seit Dez. 1882; 2) Marienleuchte auf Fehmarn, 3) Arkona auf
Rügen ; diese beiden seit 1881 ; 3) Swinemünde, seit 1870].

*) [Vergl. auch Zeitschrift für Instrumentenkunde V, 1886,
S. 165, und recht ausführlich und klar in Ann. d. Hydr. 1886,
S. 465 mit Abb.].

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166

Theorie der Gezeiten.

Eine Analyse und Diskussion solcher Flutkurven ist
mit Nutzen aber erst dann in Angriff zu nehmen, wenn

Fig. 24.

8 9 10 IL O h pin 1 'l i 4 S C 7 K

KsjLßntdb für die Höhnt: * .,, ** , . .«^H? - — 1 I — — ?

die Ursachen der Gezeiten vom theoretischen Standpunkte
aus besprochen sind. 1

III- Theorie der Gezeiten 1 )«

,Der zeitliche Parallelismus zwischen den Gezeiten
und den Bewegungen von Sonne und Mond war, wie
oben S. 157 schon flüchtig angedeutet, bereits den griechi-
schen Geographen bekannt. Das Verständnis des phy-
sischen Zusammenhangs hat aber erst Newton erschlossen,
indem er die Erscheinung als eine notwendige Folge der
von ihm entdeckten allgemeinen Gravitation erklärte. In

») Von Prof. Dr. K. Zöppritz bis S. 174.

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Newtons Gleichgewichtstheorie.

167

seinem berühmten Werke Principia mathematica philo-
sophiae naturalis hat er (Buch III, prop. 36 und 37) den
Unterschied der Wirkungen von Mond und Sonne auf
die zugewandte und abgewandte Seite der Erde betrachtet
und daraus gefolgert, daß der Ozean auf jeder von beiden
Seiten eine Anschwellung erfahren müsse, welche bei jeder
Umdrehung der Erde jedem an der Meeresküste stehen-
den Beobachter zweimal bemerkbar werden müssen. New-
ton hat also nur die Natur der Kräfte kennen gelehrt,
welche die Erscheinung bewirken. Auf seine theoreti-
schen Andeutungen hin ist 50 Jahre später infolge einer
von der Pariser Akademie gestellten Preisaufgabe die
sogenannte Gleichgewichtstheorie der Gezeiten von Euler,
Maclaurin und Daniel Bernoulli ausgearbeitet worden
(Pikees qui ont r empört i le prix de Vacad. 1740). Unter
diesen Arbeiten zeichnet sich die Bernoullis durch Voll-
ständigkeit und praktische Brauchbarkeit aus, indem sie
bereits theoretisch berechnete Tafeln für das Eintreffen
der Gezeiten während einer ganzen Lunation, d. h. eines
Mondumlaufes enthält.

1. Elementare Ableitung der Gleichgewichtstheorie.

Die Wirkungsweise der Anziehung von Sonne und
Mond auf die flüssige Umhüllung der Erde läßt sich in
ganz elementarer Weise überschauen. Zunächst denke
man sich den Mond nicht vorhanden. Die Bewegung der
Erde um die Sonne kann als ein durch die Anziehung
der letzteren verursachtes Fallen gegen sie angesehen
werden, das sich mit der Bewegung in tangentialer Rich-
tung kombiniert, um die wirkliche krummlinige Bahn zu-
stande zu bringen. Ist S die Sonne, E die Erde, so
würde sich, wenn die Anziehung der ersteren auf diese
nicht vorhanden wäre, die Erde in der Richtung der
Tangente geradlinig weiterbewegen und in 1 Minute
z. B. bis T gelangen. Durch das Vorhandensein der
Anziehung fällt sie aber in derselben Zeit um ein Stück TEf
gegen die Sonne und befindet sich deshalb am Ende der
Minute nicht in T, sondern in E' auf ihrer elliptischen

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1(38

Theorie der Gezeiten.

Bahn. Hierbei ist stillschweigend vorausgesetzt, data die
Erde wie ein schwerer Punkt betrachtet werden könne.
In Wirklichkeit besteht aber die Erde aus einem Aggre-
gat von Massepunkten, auf deren jeden die Anziehung der
Sonne wirkt, die also sämtlich nach der Sonne hin fallen.

Fig. 25.

Die Anziehung der Sonne auf jeden Punkt ist aber uni-
gekehrt proportional dem Quadrat der Entfernung, sie
wirkt folglich auf die der Sonne zugekehrte Seite der
Erde etwas stärker als auf die abgewandte und, da ein
Teil der die Erdoberfläche zusammensetzenden Massen
flüssig, also leichtbeweglich ist, werden die Flüssigkeits-
teile auf der zugewandten Seite etwas rascher gegen die
Sonne fallen als der Erdmittelpunkt, die abgewandten
etwas langsamer. Innerhalb der Minute, in welcher der
Erdmittelpunkt den Weg TE 1 zurücklegte, machen des-
halb die zugewandten Teilchen einen etwas längeren, die
abgewandten einen etwas kürzeren Weg als TE*. Die
flüssige Umhüllung der Erde wird deshalb in der Rich-
tung auf die Sonne zu etwas auseinander gedehnt. Nimmt
man zunächst zur Vereinfachung an, dato die ganze Erde
von Flüssigkeit bedeckt sei, so würde dieser Ozean eine
ellipsoidische Gestalt annehmen, weil sämtliche Teilchen,
deren Entfernung von der Sonne größer als die des ihr
nächsten und kleiner als die des fernsten sind, in stetig
abnehmendem Grade an dieser Verschiebung teilnehmen
und nur diejenigen Teilchen unaffiziert bleiben, die von
der Sonne ebensoweit entfernt sind wie der Erdmittel-

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Gleichgewichtstheorie.

169

punkt, also auf einem Kreise liegen, dessen Ebene senk-
recht zur Richtung nach der Sonne durch den Erdmittel-
punkt gelegt ist. Dieser Kreis erscheint in der Fig. 26
als gerade Linie AB. Sein Durchmesser bildet die kleine
Achse des gestreckten Rotationsellipsoides , in welches
die flüssige Erdumhüllung übergeht. Da die Erde sich

Fig. 26.

A

im Laufe von 24 Stunden einmal um ihre Achse PI*
dreht, die Flutprotuberanzen bei Z und N immer auf die
Sonne hin gerichtet bleiben, so bewegt sich jeder Ober-
flächenpunkt des festen Erdkerns im Laufe eines Tages
einmal unter der vorderen und 12 Stunden später unter
der hinteren Protuberanz durch, hat also zweimal Hoch-
wasser, in den Zwischenzeiten aber passiert er zweimal
den Kreis niedrigsten Wasserstandes. Er hat also täg-
lich zweimaligen Ebbe- und Flutwechsel.

Was hier für die Sonne gezeigt wurde, läßt sich auf
den Mond übertragen. Freilich scheint es zunächst, als
ob der Umstand, dato der Mond um die Erde läuft und
nicht umgekehrt, einen Unterschied mache. Mein es ist
zu bedenken, dato von zwei freien, sich anziehenden Körpern
streng genommen keiner in Ruhe bleibt, während der
andere ihn umkreist. In der That bewegen sich beide
um ihren gemeinsamen Schwerpunkt, der allerdings wegen
der Kleinheit der Mondmasse im Vergleich zur Erdmasse
noch in den Erdkörper hineinfällt, so da Li die Bahn des

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170

Theorie der Gezeiten.

Erdmittelpunktes um ihn eine sehr enge wird *). Aber
bezüglich der Bewegung der Erde um diesen Schwer-
punkt läßt sich dasselbe wiederholen, was oben für die
Bewegung der Erde um die Sonne gesagt wurde. Die
dem Mond zugewandten flüssigen Bestandteile der Erd-
oberfläche fallen rascher in der Richtung nach dem Mond,
als der Erdmittelpunkt, die abgewandten Teile langsamer.
Daher entsteht auch in der Richtung auf den Mond zu
ein gestrecktes Flutellipsoid.

Dieses Flutellipsoid und das von der Sonne erzeugte
weichen beide nur ungemein wenig von der Kugelform
ab, wie sogleich bewiesen werden soll. Das Wasser
steigt und fällt daher vermöge der Wirkung jedes von
beiden Himmelskörpern nur um sehr geringe Größen
gegen denjenigen Stand, den es haben würde, wenn Sonne
und Mond nicht vorhanden wären. Da aber Sonne und
Mond ihren Umlauf um die Erde in verschiedener Zeit
ausführen, also auch zu verschiedenen Zeitpunkten übef
anderen Punkten der Erdoberfläche senkrecht stehen, so
würden auch die beiden Flutellipsoide zu verschiedenen
Zeiten, jedes für sich, in verschiedener Lage sich be-
finden. Jeder Punkt der Meeresoberfläche ist in jedem
Augenblick von zwei Impulsen ergriffen, einem von der
Sonne und einem vom Mond ausgehenden. Jeder für sich
würde ihn in ein bestimmtes Ellipsoid bringen. Durch
das Zusammenwirken beider wird aber weder das eine
noch das andere Ellipsoid zustande kommen, sondern ein
neues Ellipsoid, das jeden Augenblick seine Form ändert.
Da an jedem Punkte beide Impulse in derselben Rich-
tung, nämlich derjenigen des Erdradius wirken, so ist
der resultierende Impuls die algebraische Summe der beiden
zusammenwirkenden und man erhält für eiuen bestimmten
Ort und Augenblick die wirkliche Wasserhöhe dadurch,
daß man die Höhe, die bei dem alleinigen Vorhandensein
des Mondflutellipsoids stattfinden würde, zu derjenigen

') [Diese Auffassung hat Professor W. Ritter in seinem Vor-
trage JFlut und Ebbe' (Basel 1884) spezieller durchgeführt und
durch eine instruktive Zeichnung verdeutlicht (a. a. S. 8).]

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Gleichgewichtstheorie.

171

addiert, die beim alleinigen Vorhandensein des Sonnen -
ellipsoids eintreten würde. Da die gegenseitige Stellung
von Sonne und Mond sich nur langsam ändert, so ändert
auch das resultierende Ellipsoid seine Form nur sehr lang-
sam. Unter seinen Formen gibt es zwei extreme. Die
eine findet statt, wenn Sonne, Mond und Erde in einer
geraden Linie stehen, wie es bei Vollmond und Neumond
wenigstens annähernd der Fall ist. Dann liegen nämlich
die großen Achsen beider Ellipsoide in derselben geraden
Linie und die Flutprotuberanzen fallen aufeinander, ad-
dieren sich also in der günstigsten Lage und geben die
bedeutendsten Fluthöhen, die möglich sind, die Spring-
fluten. Diese Stellung der Gestirne nennt man die der
Syzygien. Der zweite extreme Fall findet in der Stel-
lung der Quadraturen statt, wo die vom Erdmittel-
punkt nach Sonne und Mond gezogenen Linien einen
rechten Winkel einschließen, der Mond also im ersten
oder letzten Viertel steht. Da kreuzen sich die Achsen
der beiden Flutellipsoide rechtwinklig, die Flutprotu-
beranzen des Mondellipsoides fallen in diejenige Kreis-
peripherie, auf welcher das Sonnenellipsoid niedersten
Wasserstand hat, und umgekehrt. Es subtrahieren sich
also die bezüglichen Wasserhöhen voneinander (indem
die Tiefen unter Mittelstand als negative Summanden auf-
treten), und das Resultat sind äußerst geringe Fluthöhen,
die tauben Fluten.

Bevor indessen der Verlauf der Erscheinung in den
Zwischenlagen zwischen diesen beiden Extremen verfolgt
werden kann, ist es nötig, die Zahlen Verhältnisse der
theoretischen Flutgrößen wenigstens annäherungsweise
kennen zu lernen.

Wenn man die Erdmasse = 1 und die Mondmasse

= m setzt, so ist sehr angenähert m = Die Anziehung

Di

de« Mondes im Erdmittelpunkt ist proportional ^ , wenn

E die Entfernung zwischen den Mittelpunkten beider Ge-
stirne ist. An dem Punkte hingegen, wo die Verbindungs-
linie derselben die Erdoberfläche schneidet, ist die An-

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1 72 Theorie der Gezeiten.

ziehung des Mondes etwas größer, weil dieser Punkt dem
Monde um die Länge r des Erdradius näher liegt. Sie

ist ausgedrückt durch ^ ^ r Die Differenz beider An-
ziehungen ist es, welche die Wasserteilchen auf dem letz-
teren Punkte von dem Erdmittelpunkt abzieht und die
Flutprotuberanz erzeugt. Diese Differenz ist:

m m m f 1

Das Verhältnis r : E des Erdradius zur Entfernung des
Mondes ist ungefähr = 1 : 60. Es ist also nur ein kleiner
Bruch, der in dem Nenner in obigem Ausdruck von der
Einheit abzuziehen ist. Dividiert man mit diesem Nenner
in die Einheit, so erhält man die fluterzeugende Kraft

m / 2r \

wobei die weiteren bei der Division sich ergebenden
Glieder, die nur zweite oder höhere Potenzen des kleinen
v

Bruchs enthalten, vernachlässigt sind, weil sie unmerk-
lich sind. Es bleibt also nur als Ausdruck der Kraft,
die ein Wasserteilchen der Oberfläche zu heben strebt:

2mr
~W'

Die Kraft, womit die Erde ein Teilchen ihrer Oberfläche

anzieht, ist aber = - und die vorhergehende ist nur

ein kleiner Bruchteil a von dieser, nämlich:

2mr 1 2mr*

a ~ l^T* -

Dam genauer = £ = 7^3' S ° wird * ^ 85^000'

Die fluterzeugende Kraft des Mondes ist also nur ein
Achteinhalbmillionstel der Schwerkraft.

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Gleichgewichtstheorie. 173

Wenn der Radius der nicht durch die Mondanziehung
gestörten Wasseroberfläche an der betrachteten Stelle = r,
die Anziehung der Erde auf diesen Punkt ihrer Ober-
fläche daher -•-=■ ist. so kann, nachdem durch die flut-

erzeugende Kraft des Mondes eine Verminderung des Zugs,
den die Wasseroberfläche gegen den Erdmittelpunkt er-
fährt, eingetreten ist, dieselbe nicht mehr in derselben
Entfernung r vom Erdmittelpunkt sich im Gleichgewicht
befinden, sondern erst in einer größeren Entfernung r + /?,
in welcher die Anziehung der Erde sich um einen Bruch-
teil vermindert hat, welcher gleich der fluterzeugenden
Kraft ist. Dann erst ist wieder Gleichgewicht zwischen
beiden in entgegengesetzter Richtung wirkenden Kräften
möglich. In der neuen Lage ist die Schwerkraft an der

1

Oberfläche = ^ | , die Verminderung ist also

1_ ^_ = J_ A_ 1

r 2 ( r + Ä) 2 r *

Führt man die Division aus und vernachlässigt die zweite

h

und höhere Potenzen des kleinen Bruchs — , so erhält man

r

• d.h. den kleinen Bruchteil— — der ganzen Anziehung
der Erde. Vorher wurde aber gefunden, daß die flut-
erzeugende Kraft = g r^iQ qq q derselben Anziehung ist.

Es muli deshalb, da diese gleich jener Anziehungsver-
minderung sein soll,

2k 1_

r — 8510000

sein, woraus, da r = 6377000 m ist, folgt:

h = 0,375 m.

Unter den gemachten vereinfachenden Voraussetzungen
würde also die durch den Mond erzeugte Flutprotuberanz
nur 375 mm betragen.

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174 Gezeitentheorien.

Die oben angesetzte Formel für a kann ebensogut
dienen, um den Bruchteil zu berechnen, den die flut-
erzeugende Kraft der Sonne von der Erdanziehung bildet.
Man braucht nur statt der Mondmasse m die Sonnen-
masse s und statt der Mondentfernung E die Sonnen-
entfernung R zu setzen, dann gibt

den gesuchten Bruchteil. Setzt man s = 327000, denn
sovielmal ist die Erdmasse in der Sonne enthalten, und
R = 23340 r, so wird

3 = / i)

p VJ 440 000 '

Der Effekt der Sonnenanziehung wird demnach werden :

2h' = 1
r 19440000
hf = 0,164 m.

Die Sonnenanziehung erzeugt also eine Flutprotuberanz
von 164 mm, so daß die Mondanziehimg sich 2,285mal
stärker erweist als die der Sonne.

Diese Effekte haben die berechneten Grötien indes
nur an derjenigen Seite der Erdkugel, welche dem an-
ziehenden Gestirn zugewandt ist; sie repräsentieren also
nur die Zenithfluten. Auf der abgewandten Erdhälfte
wird die Anziehung schwächer werden, und zwar ergibt
eine nach obigen Prinzipien ausgeführte Rechnung, daß
die Nadirflut um V*o kleiner ausfällt als die Zenithflut.
Die sehr viel schärfere Resultate gebende Potentialtheorie
aber zeigt, daß dieser Unterschied nur halb so groß ist,
etwa V 43 - Darum können wir für das Folgende den-
selben vernachlässigen. Schon Newton dachte sich, da
die beiden Flutprotuberanzen sich diametral auf der Erd-
oberfläche gegenüberliegen, die Gestalt der flüssigen Erd-
kugel aus der Kugelform übergehend in die eines Sphä-

') Bis hierher reichte das von Prof. K. Zöppritz nach-
gelassene Manuskript.

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Gleiehgewichtstheorie.

175

roids, welches durch Rotation um seine auf den Mittelpunkt
der Sonne gerichtete große Achse entsteht. Alsdann
können wir die Gestalt des Sphäroids auch an anderen
Stellen, als den extremsten der Protuberanzen, unter-
suchen. Da das Volum der Erdkugel das gleiche ge-
blieben, nur die äußere Gestalt geändert ist, so hat das
neu entstandene Sphäroid mit der Erdkugel gleiches Volum.
Nennen wir a die große Halbachse, b die kleine Halb-
achse des Sphäroids, so ist

^ r 3 TT = ~ ab 2 je.

Die kleine Achse steht senkrecht auf der großen, welche
letztere in der Verbindungslinie zwischen Erd- und Sonnen-
mittelpunkt liegt. Berechnen wir also die Länge von b }
so gibt uns diese ein Maß für denjenigen Betrag, um
welchen die beweglichen Teilchen der Erdoberfläche an
den Stellen, welche um 90° von den Protuberanzen ab-
stehen, unter ihre ursprüngliche Lage gesunken, also
dem Erdmittelpunkt näher gekommen sind. Setzen wir
nun die halbe große Achse a = r -f- h (h ist oben be-
rechnet), so ist die kleine Halbachse b = r — x. Die
Gleichung r n = (r — x) 2 .(r + h) ergibt, da x im Ver-
gleich zu r eine sehr kleine Größe ist, deren Produkte
und zweite Potenzen man also vernachlässigen darf,

2x = Ä, also x = jh. Die Depression an den um 00°

von den Flutprotuberanzen abstehenden Punkten beträgt
also die Hälfte der Auftreibung an den letzteren, d. h.
von der Sonnenflut 82, von der Mondflut 188 mm. Der
ganze Niveauunterschied zwischen dieser Depression und
der Protuberanz wird demnach

bei der Mondflut . 375 + 188 = 563 mm,
bei der Sonnenflut 164 + 82 = 246 mm.
Diesen Niveauunterschied nennen wir die Flutgröße
(Lentz) oder den Flutwechsel (Kais. Admiralität).

Es wäre nun unrichtig, zu behaupten, daß überall und unter
allen Umständen das Mittelniveau des Meeresspiegels zu V* des
ganzen Flutwechsels anzusehen sei, so daß die Erhebung des
Hochwassers über dieses Niveau doppelt so groß ist wie die De-
pression des Niedrigwassers unter dasselbe. Airy (Tides and

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170

Gezeitentheorien

waves § 34) zeigt, daß dies mit der Newtonschen Theorie selbst
in Widerspruch steht. Für die Sonnentlut allein z. B. lautet die
vollständige Formel (im Metermaß)

//' = 0,0824 (3co« 2 &-l).

Hier bedeutet fr den Winkel, welchen der nach einem bestimmten
Punkt der Erdoberfläche gezogene Erdradius mit derjenigen Ge-
raden macht, welche das Erdcentrum mit dem Sonnencentrum ver-
bindet. Man sieht, für fr = 0 oder = 180° wird der in der Klam-
mer stehende Ausdruck = 2 : also hf — 0,1648 wie wir oben fanden.
Bei fr = 90° wird derselbe Ausdruck gleich -1, also h' = 0,0824.
Um nun aber die mittlere Höhe des Wasserstandes zu erhalten,
müssen wir untersuchen, welche Form die Erdoberfläche unter
der Einwirkung der mittleren Kraft der Sonne annimmt, und
erst dann die Abweichung des gestörten Niveaus von diesem mitt-
leren zu finden suchen. Denken wir uns die Sonne über dem
Aequator stehend und die ganze Erde mit Wasser bedeckt, nur
gerade unter dem Aequator eine kleine Insel, so wird, wenn wir
die Erde sich unter ihrer deformierten Wasserhülle drehen lassen,
ein dort aufgestellter automatischer Pegel das Wasserniveau in
allen Phasen zwischen Hoch- und Niedrigwasser kontinuierlich
aufzeichnen. Indem wir nun das Mittel aus allen Einzelhöheu
dieser Kurve nehmen, erhalten wir das mittlere Niveau des
Meeres an dieser Insel.

Unsere obige allgemeine Formel können wir nun auch so
schreiben : indem wir 0,0824 = A setzen,

/,' = A (1 -f cos 2fr) - j)

= A (-} + -; cos 29).

Wenn bei der Drehung der Erde fr alle Werte zwischen Null
und 360° durchläuft, so geht auch 2fr durch gleiche positive und
negative Werte. Das Mittel daraus aber ist 1 also h' im Mittel

unter der Einwirkung der Sonne = Subtrahieren wir diesen

Wert von der thatsächlichen durch die Formel A (3 cos a fr — 7) ge-
gebenen Erhebung, so Imbun wir als Effekt der periodischen
lluterzengenden Sonnenkraft:

h'= A(3cos 2 fr-|).
Ist nun fr = 0 oder 180°, so ist cos 2 fr = 1, also dann /*' =

im Maximum; bei fr = 90° wird cos fr = 0, also h* = — -^A im

Minimum. Die größte Protuberanz ist also auch nach der Newton-
schen Theorie gleich der größten Depression, also Hochwasser
und Niedrigwasser liegen um den gleichen Betrag vom Mittel-
niveau entfernt.

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Gleichgewichtstheorie.

177

Denken wir uns nunmehr gleichzeitig den Mond und
die Sonne in der Richtung der großen Achse des Flut-
sphäroids stehend, wie das bei den Syzygien geschieht, so
werden die beiden Protuberanzen zusammenfallen und
sich verstärken, ebenso aber auch die beiden Depressionen.
Es wird alsdann der Niveauunterschied zwischen höch-
stem und niedrigstem Wasserstande 563 -\- 24(y = 809 mm
werden; worin wir also das Mali für die Flutgröße in
der Springzeit erblicken dürfen.

Nun braucht die Sonne bekanntlich 24 Stunden, um
für denselben Ort wieder im Mittage zu erscheinen, der
Mond aber eine längere Zeit, welche zwischen 24 Stunden
38 Minuten und 25 Stunden 8 Minuten schwanken kann
und im Mittel etwa 24 Stunden 50 Minuten beträgt. An
dem Tage, welcher auf die Syzygien folgt, wird also
wieder um Mittag Sonnenhochwasser eintreten, wie am
Vortage ; dagegen sich das Mondhochwasser um 50 Minuten
verspäten, also erst 10 Minuten vor 1 Uhr da sein. Da
nun aber beide Erscheinungen eben nicht gesondert zur
Ausbildung gelangen, so wird das thatsächlich beob-
achtete Hochwasser eine Kombination aus den beiden ein-
zelnen sein, also der Zeit nach etwas früher eintreten,
als wenn der Mond es allein erzeugt haben würde. Dieses
Zeitintervall vergrößert sich mit jedem folgenden Tage,
der Mond geht immer später nachmittags durch den Meri-
dian (oder was dasselbe ist, das Sonnenhochwasser be-
wegt sich auf das Mondhochwasser des nächsten Tages
zu), bis er endlich um 6 Uhr kulminiert: dann stehen
Sonne und Mond am Himmelsgewölbe um 90° voneinander
entfernt. Das aber hat zur Folge, daß da wo die Sonne
eine Protuberanz erzeugt, der Mond eine Depression her-
vorruft und umgekehrt. Wäre Sonnen- und Mondflut
gleich stark, so würde gar keine Schwellung beobachtet
werden. So aber beträgt diese die Differenz beider,
also 563 — 246 = 317 mm. Das gibt die taube Flut.

Auf nachstehender Abbildung sind diese Vorgänge
graphisch verdeutlicht, die eingetragenen Zeiten sind Mond-
stunden. Die punktierte Kurve gibt die Sonnenflut, die
gestrichelte die Mondflut. In A lagern sich beide über-
Krümmel, Ozeanographie II. 12

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y

178

Gezeitentheorien

Fig. 27.

Die nichtigsten Kombinationen der Mond- und Sonnenflut

(nach Hann).

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I

Gleichgewichtstheorie. 1 79

einander und geben in der ausgezogenen Linie die Kurve
der Springflut, in B verdeutlichen sie die taube Flut.
Das folgende Bild C dagegen zeigt das Mondhochwasser
3 Stunden hinter dem Sonnenhochwasser zurück, was
im ersten oder fünften Oktanten zutreffen würde; das
durch die immer eintretende „Superposition" der Gezeiten
thatsächlich erzeugte Hochwasser wird aber etwa eine
Stunde nach der Mondkulmination beobachtet werden.
Im dritten oder siebenten Oktanten beträgt der Zeit-
unterschied des solaren und lunaren Hochwassers 9 Stunden,
das thatsächliche wird dann 1 Stunde vor der Mond-
kulmination beobachtet.

Da der Mond seine Phasen, von denen diese Vor-
gänge abhängig sind, in fast einem Monat völlig durch-
läuft, so sieht man nach je einem halben Monat sich
diese Fälle nach derselben Folge wieder ablösen. Whewell
faßte diese Erscheinung unter dem Namen der „halb-
monatlichen Ungleichheit 1 * zusammen, die sich also
nicht bloß in der Höhe der herauskommenden Gezeiten,
sondern auch in den Eintrittszeiten von Hoch- und
Niedrigwasser geltend macht.

Außer dieser halbmonatlichen gibt es noch eine
sogenannte tägliche Ungleichheit, die darin besteht, daß
die Höhe der beiden Hochwasser eines und desselben
Tages nicht gleich ist. Diese Erscheinung beruht darauf,
daß das fluterzeugende Gestirn nur vorübergehend ge-
rade über dem Aequator steht, wie wir oben angenommen
haben, um den einfachsten Fall zu untersuchen. Die
Figur 26 zeigte das höchste Hochwasser gerade unter Z
und iV, dann dessen kontinuierliche Abnahme polwärts
und in der Nähe des Pols, bei A und B, das Niedrig-
wasser. Läge die Rotationsachse der Erde in der Linie A
so würden die Punkte des niedrigsten Wasserstandes mit
diesen Polpunkten A und B identisch sein. Anders aber wird
die Anordnung, sobald das Gestirn nördlich oder südlich
vom Aequator kulminiert, also Z und N nicht im Aequator
liegen, sondern die Erdachse die Punkte P und P* ver-
bindet. Dann würde also die Sonne eine südliche De-
klination haben. Infolge davon erhält nun jeder Pol ein

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180

Gezeitentheorien.

schwaches Hochwasser. Nehmen wir nun irgend einen
Ort außerhalb des Aequators, also Z), so hat dieser, wenn
das fluterzeugende Gestirn durch seinen Meridian geht,
ein ziemlich geringfügiges Hochwasser, nach 12 Stunden
aber, wenn der Ort nach E versetzt ist, bewirkt die
Nadirflut ein sehr viel größeres Hochwasser. Das gibt
also eine tägliche Ungleichheit oder eine Schwankung
im Wasserstande, die sich in jedem Tage nur einmal
vollzieht und auch als „eintägige Gezeit" den täglich
zweimal auftretenden halbtägigen gewöhnlichen Gezeiten
gegenübergestellt werden kann.

Auch diese Ungleichheit hat einen Einfluß auf die
Zeit des Hochwassers. Die Drehungsachse des Flut-
ellipsoids fällt ja nicht mehr mit der Erdachse zusam-
men, D liegt dem Drehungspol des ersteren näher als E.
Das hat zur Folge, daß das Hochwasser in E nicht bloß
höher ausfallen, sondern auch länger andauern wird,
als in D.

Sowohl der Mond als die Sonne erzeugen solche ein-
tägige Gezeiten, die also von der Deklination beider ab-
hängig sind: für die Sonne wird der Wert der letzteren o
ein Maximum in den Solstitien, wo sie über den Wende-
kreisen im Zenith steht. Die Sonne also wird die täg-
liche Ungleichheit in einer Periode von einem halben Jahre
in ihrem Effekte schwanken lassen. Der Mond dagegen
passiert in nahezu 27 V'4 Tagen (genauer in 27 Tagen
7 Stunden 43 Minuten) zweimal den Aequator, bewirkt
also zunächt eine etwa 14tägige Periode der täglichen
Ungleichheit, die sich also mit der halbmonatlichen fast
deckt. Außerdem aber schwankt der größte Wert von &
in den einzelnen Jahren je nach der Lage, welche die
Mondbahn zur Ekliptik einnimmt. Setzen wir die Eklip-
tik o) = 23° 27,3', die Neigung der Mondbahn gegen die
Ekliptik = i = 5° 8,8', so liegt der größte Wert von §'
zwischen <*> + / und co — /, also zwischen 28° 36' und
18° 18,5'. Während einer Periode von ungefähr 9 Jahren
nimmt dieser Maximalwert stetig zu, während weiterer
0 Jahre wieder ebenso ab, und alle 18,6 Jahre etwa wieder-
holen sich diese Perioden in derselben Art und Reihenfolge.

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Gleichgewicht6theorie.

181

Da die fluterzeugende Kraft der beiden Gestirne, wie
wir sahen, abhängig ist von der dritten Potenz der
Entfernung, so sind die Aenderungen des Abstandes der
Erde von dem Monde und von der Sonne ein weiterer
Umstand, der eine merkliche periodische Ungleichheit er-
zeugt. Die Entfernung der Sonne von der Erde variiert
von 22949 Erdkugelradien am 2. Januar bis 23 731 am
2. Juli. Diese Tage der Sonnennähe und Sonnenferne
verschieben sich auch ihrerseits bekanntlich und werden
in 10400 Jahren ihre Stelle vertauscht haben. In der
halbjährlichen Periode vom Aphel zum Perihel aber ergibt
sich eine Verstärkung der fluterzeugenden Kraft von 100
zu 110,6, oder die Höhe des Sonnenhochwassers schwankt
von 233,9 bis 258,6 mm.

Beim Monde dagegen, dessen Bahn eine sehr viel
ausgeprägtere Ellipse ist, schwankt der Abstand von der
Erde zwischen 57,02 und 63,65 Erdkugelradien und
danach der Betrag des Mondhochwassers von 465,5 mm
im Apogäum bis zu 647,4 mm im Perigäum, was sich
verhält wie 100 zu 140, also einen sehr viel merklicheren
Unterschied bedingt.

Mit diesem Unterschiede in der Höhe des Mond-
hochwassers muß sich auch das Verhältnis zu der Höhe
des Sonnenhochwassers ändern, und damit auch das Ver-
hältnis der tauben Gezeit zur Springzeit. Oben haben
wir für die mittleren Abstände der beiden Gestirne ge-
funden als Ausmaß der Springzeit 809, der tauben Ge-
zeit 317 mm, also ein mittleres Verhältnis der letzteren
zur ersteren, wie 100 zu 252,2. Wir sehen aber, daß
bei Springzeit im Perigäum des Mondes und gleichzeitigem
Perihel die Flutgröße ansteigen kann bis zu einem Maxi-
mum von 906 mm, die taube Flut bei Perihel, aber gleich-
zeitigem Apogäum des Mondes bis zu einem Minimal-
wert von 200,9 mm sich abschwächen kann. Diese beiden
Werte verhalten sich in ihren Extremen also zu einander
wie 100:433, während sie auch bis zum Verhältnis
von 100:186 sich einander nähern können. Alles das
muß bewirken, daß von dieser in der Entfernung der
Gestirne beruhenden Ungleichheit, die man auch die

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182

Gezeitentheorien.

parallaktische oder elliptische nennt, namentlich die
halbmonatliche Ungleichheit beeinflußt wird. Soweit die
parallaktische Ungleichheit vom Monde abhängt, vollzieht
sie sich zunächst in der Zeit vom Apogäum zum Peri-
gäum, also in 27 1 2 Tagen, zwischen den extremen Werten
dieser Abstände aber erst in 8,85 Jahren. —

Man kann sich aus dieser Darlegung einen uu-
gefahren Begriff machen von den zahllosen Kombinationen,
die zwischen den Verschiedenheiten der Stellungen und
Entfernungen der fluterzeugenden Himmelskörper mög-
lich sind. Die vom Monde allein abhängigen erschöpfen
sich freilich innerhalb 18,6 Jahren, um dann in alter
Folge wiederzukehren ; die von der Sonne allein ab-
hängigen würden ihren Turnus erst nach 2 1 000 Jahren
wiederholen, wo dann das Perihel wieder auf denselben
Jahrestag fällt. Da auf ein gemeines Jahr rund 705 Hoch-
wasser entfallen, winden also fast 15 Millionen ver-
schiedenartige Flutkurven an einem Beobachtungsorte
notiert werden müssen, ehe die gleichen Formen wieder
beginuen.

Andererseits aber sieht man auch, daß selbst die
höchsten Springzeiten nach der eben entwickelten Theorie
noch nicht 1 Meter betragen, also das dadurch auf einer
kugelförmig gedachten Erde erzeugte Flutellipsoid von
der Kugelgestalt nur in sehr geringfügigem Maße ab-
weicht.

Zu alledem kommen nun noch die Mondstörungen, die
ja darauf beruhen, daß die drei Körper Sonne, Erde und Mond
sich in jedem Momente gegenseitig anziehen und die oben be-
handelten fluterzeugenden Kräfte modifizieren. Die hauptsäch-
lichsten Störungen in ihrer Einwirkung auf das Gezeitenphänomen
seien hier wenigstens angedeutet; sie treffen hauptsächlich die
Springzeiten.

Da die Erdbahn eine Ellipse ist, steht nicht nur die Erde,
sondern auch der Mond im Perihel der Sonne am nächsten. Die
Sonne wird alsdann, wie die Störungsrechnungen ergeben haben,
im allgemeinen die Attraktion der Erde mindern, also die des
Mondes stärker erscheinen lassen. Im Perihel also werden nicht
nur die von der Sonne allein abhängigen Flutphänomene sich ver-
stärkt zeigen, sondern mich die des Mondes, während im Aphel
dagegen beider Einwirkungen abgeschwächt auftreten werden.
Diese sogenannte „jährliche Gleichung* des Mondes (an dem letz-

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Gleichgewichtstheorie.

teren bemerkbar durch Aenderungen seiner Umlaufsgeschwindig-
keit) wird also wesentlich den Charakter der Springfluten beein-
flussen.

Eine zweite Störung, die Evektion, welche schon Ptole-
mäus erkannte, wird die elliptischen Gezeiten noch in höherem
Maße betreffen. Bei Neumond in der Erdferne wirkt die An-
ziehung der Sonne genau derjenigen des Mondes entgegen, der
Mond wird von der Erde hinweggezogen, also der Flutwechsel
bei Springzeiten schwächer als normal. Nun tritt einen halben
Monat später Vollmond bei Erdnähe ein: Erde und Sonne ziehen
den Mond vereint näher der Erde zu und bewirken so eine Steige-
rung der Springflut. Bei dieser Lage der Apsidenlinie folgt also
einer abgeschwächten Springflut nach einem halben Monat eine
verstärkte. Fällt die Apsidenlinie (die ja eine so schnelle Be-
wegung am Himmel hat, daß sie sich im Jahre um 40° verschiebt)
dagegen mit den Quadraturen zusammen, so wird im letzten
Viertel bei der stattfindenden Erdnähe des Mondes dieser auch
noch durch die Sonne an die Erde herangezogen (die Rechnung
wenigstens ergibt eine Komponente, welche in dieser Richtung
wirkt), der Flutwechsel der tauben Flut daher erheblich größer
ausfallen als normal wäre; im ersten Viertel dagegen, wo der
Mond im Apogäum steht, wird der Flutwechsel nur um ein
weniges den normalen übertreffen. Die Evektion beeinflußt alsu
alle von der Excentricität der Mondbahn (welche sie zu verringern
bestrebt ist) abhängigen Charaktere der Gezeiten ; auf die Umlaufs-
zeiten wirkt sie zur Zeit, wo die Apsidenlinie mit den Syzygien
zusammenfällt, so mächtig ein, daß der Mondort um 1° 15' ver-
schoben erscheinen kann.

Die Variation, die letzte der größeren „Störungen", kann
den Mondort nur etwa um die Hälfte dieses Betrages (um 0°39')
verschieben und zwar zur Zeit der Oktanten, der vier Punkte,
welche zwischen den Syzygien und Quadraturen in der Mitte
liegen. Auf die Flutgröße wirkt die Variation so ein, daß bei
Neumond im allgemeinen die Amplitude der Springflut verkleinert
wird (die Sonne zieht den Mond von der Erde hinweg!), bei Voll-
mond aber sich verstärkt, weil die Sonne den Mond an die Erde
heranziehen hilft.

Alle diese Aenderungen in der Entfernung des Mondes sind
aber doch von sehr untergeordneter Größe, indem sie etwa V 60 der
ganzen Entfernung betragen. Dagegen sind die auf diesen Stö-
rungen beruhenden Aenderungen in der Geschwindigkeit des Mond-
umlaufs von Bedeutung für den zeitlichen Eintritt der Gezeiten,
da ja die Kulmination de3 Mondes dadurch verschoben wird. Die
Gesamtwirkung von Evektion und Variation kann, wie oben be-
merkt, die Länge des Mondes um 1° 15 4-0° 39' — 1°56' ändern,
was im Zeitmaß ausgedrückt 7 bis 8 Minuten ausmacht.

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184

Gezeitentheorien.

2. Die Theorien von Laplace, Young und Whewell.

In einer solchen ganz elementaren Weise lassen sich,
anknüpfend an Newton, die hauptsächlichsten Erschei-
nungen des Flutphänomens leicht verstehen. Indes ist
diese Theorie doch weit davon entfernt, die tatsächlichen
Vorgänge, wie sie sich an verschiedenen Orten derselben
Küste abspielen, so weit zu erklären, daß sie „in den Be-
reich des Notwendigen zurückgeführt sind " . Schon Newton
bemerkte, daß die höchsten Gezeiten in Bristol erst
43 Stunden nach den Syzygien eintreten, ob aquarum
reciprocos motus, wie er sagt, worunter er sich offenbar
eine Art auf Reibung beruhenden Widerstandes dachte.
Da aber 43 Stunden nach den Syzygien schon ein Ab-
stand von 18 l /*° im Bogen zwischen Sonne und Mond
vorhanden ist, so wirken also gerade im Moment der
beobachteten Springflut zu Bristol Sonne und Mond gar
nicht mehr mit dem Maximum ihrer fluterzeugenden Kräfte,
sondern ein Teil des Mondeffekts wird von der Sonne
aufgehoben; aber trotzdem kommen in Bristol dabei die
höchsten Fluten zustande. Auch der Eintritt der Ge-
zeiten in den Zwischenlagen zwischen Syzygien und
Quadraturen wird in der Natur in irgend einem Hafen
etwa in hundert Fällen nur einmal in dem Moment statt-
finden, welchen die Theorie ergibt. Von Hafen zu Hafen
ist diese Abweichung eine ganz verschiedene, bald eine
Verspätung, bald eine Verfrühung. Am wenigsten aber
sind die oben berechneten Werte für die Flutgröße selbst
irgendwie zutreffend : in der Natur sind sie an den Küsten
durchweg größer als die oben gefundenen, und überdies
in dem einen Hafen wieder viel größer als in einem be-
nachbarten anderen. Die besonderen Vorgänge im Be-
reich der „ Flu ßgesch welle" bleiben von der Newtonschen
Theorie ganz unberührt. (Vgl. die ausführlichere Kritik
bei Lentz a. a. 0., S. 165 ff.)

Eine nähere Prüfung der Newton-Bernouillischen
Theorie zeigt, daß der Fehler derselben in folgendem
liegt: Das Flutphänomen wird als ein statisches aufgefaßt,
indem auch auf dem deformierten Wassereiii psoid stets

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Theorie von Laplace.

185

Gleichgewicht herrscht, obwohl doch die Wasserteilchen
zur Herstellung der neuen, aber in jedem Augenblick sich
wieder ändernden Gleichgewichtslage Bewegungen voll-
führen müssen. Außerdem ignoriert sie sowohl die (frei-
lich geringe) innere Reibung der Teilchen aneinander, wie
die der Flüssigkeit an den Wänden. Endlich setzt die
Theorie eine Bedeckung der ganzen Erdkugel mit Wasser
voraus, was nicht angeht. So muß man Airy recht geben,
wenn er die Newtonsche Gleichgewichtstheorie einmal
„einen bewunderungswürdigen ersten Versuch 1 * nennt, ein
andermal aber, vom strengeren Standpunkt der rechnen-
den Analysis: „einen der wertlosesten Versuche, der je
angestellt wurde, um eine Reihe wichtiger physikalischer
Thatsachen zu erklären*.

Das Problem der Gezeiten ist als ein hydrodyna-
misches, d. h. auf Bewegungs Vorgänge in der irdischen
Wasserhülle beruhendes, zuerst von Laplace aufgefaßt
worden. Aber dieser Meister der Analysis führte gleich-
falls beschränkende Bedingungen ein, welche im Hinblick
auf den gegebenen Zustand der Erdoberfläche für unzu-
lässig erklärt werden müssen. Er dachte sich gleichfalls
die ganze Erdkugel bedeckt mit Wasser, und die Tiefe
des letztefen entlang jedem Breitenparallel gleich ; zweitens
sah auch er von jeder Art von Reibung ab. Seine drei
Fundamentalgleichungen, urteilt Ferrel, welche die Be-
ziehungen zwischen den verschiedenen Teilen der stören-
den Kräfte, in den Richtungen der Meridiane und der
Parallelkreise, bei Anwendung der Kontinuitätsbedingung
ausdrücken, geben die Bedingungen für das Gezeiten-
phänomen vollständig wieder, welche bei Vernachlässigung
der Reibung erfüllt werden, außer in wenigen besonderen
Fällen, die einige Modifikationen der Formeln erfordern.
Indem jedoch Laplace sich bemühte, die Lösung dieser
Gleichungen möglichst allgemein zu gestalten und sie mit
zahlreichen komplexen Entwickelungen belastete, welche
sich auf die Attraktions Vorgänge zwischen Sphäroiden
beziehen, und überdies den ganzen Stoff unnötig mit
seinen Untersuchungen über die Mechanik des Himmels
vennengte, so ist seine Behandlung dieses Problems immer

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18(5

Gezeitentheorien.

für sehr dunkel gehalten worden und nur wenigen ver-
ständlich gewesen. Infolgedessen haben Airy und Ferrel,
neuerdings auch Hatt, sich bemüht, eine übersichtlichere
Form der Ableitungen und Resultate dieser großartigen
Untersuchungen Laplaces aufzustellen.

Laplace war der richtigen Ansicht, daß das Flut-
phänomen als eine Art von rhythmischer Oscillation, also
eine Art von Wellenbewegung aufgefaßt werden müsse,
und dieser Grundgedanke ist sicherlich der wesentlichste
Fortschritt gegen Newton. Ferner war Laplace der Ueber-
zeugung, daß eine vom Mond erregte Welle sich tage-
lang konservieren müsse, daß also jede einzelne Flut-
welle sich zusammensetze aus der frisch durch den Mond
erregten und den Resten aller vorher erzeugten älteren
Wellen: eine Auffassung, welche für die flacheren Meeres-
teile, namentlich die Randmeere, entschieden etwas Rich-
tiges enthält, wo diese alten und jungen „freien" Wellen
die frisch von den beiden Gestirnen erzeugten „ge-
zwungenen * Wellen völlig verdecken. Aber wieweit für
die großen und tiefen Ozeanbecken das gleiche gilt, ist
ohne weiteres nicht zu entscheiden. Eine ganze Reihe
anderer, eigentlich nur rechnerisch gewonnener Resultate,
weichen von den Lehren der Newton -Bernouillischen
„ Gleichgewichtstheorie * erheblich ab; es kommt ihnen
indes auch nur eine rechnerische, keine in den natür-
lichen Vorgängen und faktischen Verhältnissen auf der
Erdoberfläche begründete Geltung zu: so z. B., daß für
gewisse gegebene Meerestiefen, gerade unter dem flut-
erzeugenden Gestirn am Aequator sich nicht eine Flut-
protuberanz, sondern eine Depression ergebe, während
dafür dann an den Polen das richtige Hochwasser ge-
funden werde; ferner, daß die tägliche Ungleichheit auf
einem Rotationsellipsoid verschwinde, wenn der Ozean
überall von gleicher Tiefe sei, welches letztere Ergebnis
aber, wie Ferrel gezeigt hat, schon nicht mehr richtig
sein kann, wo auch nur die geringste Reibung vorhanden
ist. Laplace gab auch zuerst vollständige Ausdrücke für
die fluterzeugenden Kräfte in der Form des Potentials,
und er zeigte weiter, daß diese Kräfte sich algebraisch

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Theorien von Young, Lubbock und Wliewell.

187

ausdrücken lassen durch eine Reibe von Gleichungen mit
konstanten Koeffizienten und Funktionen von Winkeln,
welche im Verhältnis zur Zeit wachsen. Indem er nun
die Konstanten aus längeren Beobachtungsreihen ableitete,
vermochte er die Argumente für gewisse partielle Ge-
zeiten aufzustellen, welche die verschiedenen Ungleich-
heiten durch ihr periodisches Auftreten erzeugen und,
indem sie sich eine über die andere legen, die thatsäch-
lichen Flutvorgänge als eine zusammengesetzte Er-
scheinung erkennen lassen. Insofern kann Laplace als
der geistige Vater der „harmonischen Analyse * gelten,
und in der That gehört seine Untersuchung der Gezeiten-
beobachtungen von Brest (von 1807 bis 1822) zu dem
Besten, was bis auf den heutigen Tag in dieser Beziehung
geleistet wurde. Namentlich epochemachend ist die Ein-
führung des wechselnden Barometerstandes und des Wind-
druckes als Faktoren, welche das Niveau des Wassers
beeinflussen, also auch die Flutkurve umgestalten können.

Unabhängig von Laplace, wie es scheint, hat dann
der gelehrte Arzt Dr. Thomas Young in einem Bei-
trage zur Encyclopaedia Britannien (im Ueberblick auch
in seinem Course of lectuns on natural philosophy , Lon-
don 1807, vol. I, p. 570) ebenfalls die Gezeiten als ein
Phänomen aufgefaßt, welches sich ähnlich den Schwing-
ungen eines Körpers verhalte, der einer periodisch wirken-
den Kraft unterliegt. Er nahm aber dabei Rücksicht auf
die Reibung, die er dem Quadrate der Geschwindigkeit
proportional setzte und bereits als wesentliche Ursache
der Verspätung der Springfluten erkannte. Aber nach

in diesem historischen Ueberblick entnehme) drücken
seine Formeln nur die Bewegungen eines einzelnen Wasser-
teilchens aus, ohne auf die Kontinuitätsbedingung Rück-
sicht zu nehmen; ebenso ist auch die Erdrotation ver-
nachlässigt, was beides bei Laplace die gehörige Würdigung
findet.

Die Arbeiten von Lubbock und W he well (meist
in den Philosophical Transactions of the Royal Society of
London 1830—1850) stehen noch ganz auf dem Boden

Ferrel

dieses, wie vieles

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188

Gezeitentheorien.

der Gleichgewichtstheorie; sie bezweckten im Grunde
auch nur eine Diskussion der in London, Liverpool und
anderen Hafenplätzen gewonnenen Beobachtungen nach
einer ganz bestimmten Richtung hin, nämlich sowohl
Eintrittszeit wie Höhe der Gezeiten vorauszuberechnen,
was aber doch nur für solche Orte möglich ist, für welche
sorgfältige Gezeitenbeobachtungen bereits vorliegen. So
sind die Tabellen von Lubbock und die Karten und
anderen graphischen Hilfsmittel Whewells für die Be-
dürfmsse der Praxis von nicht zu unterschätzender Be-
deutung geworden, zumal ihr Beispiel auch bei den fremd-
ländischen Nautikern allgemeine Nachahmung fand.

Nur ein bedauernswerter Irrtum haftet an den ersten
Untersuchungen Whewells. Indem er Gezeitenbeobach-
tungen aus allen Teilen der Welt zusammenstellte, fand
er . daß ' die Hafenzeiten an vielen Küstenstrecken eine
ziemlich regelmäßige Aufeinanderfolge zeigten, gleichsam
wie wenn der Kamm der Flutwelle, im tiefen Wasser
senkrecht zur Küste stehend, an dieser entlang sich fort-
schreitend bewegte. Indem er nun konstruktiv diese
Wellenkämme auf einer Karte, zuerst der britischen
Meere eintrug (was übrigens vor ihm schon Young ver-
sucht hat: Course of lectures I, Tafel 38, Fig. 521), er-
hielt er cotidal Unes, wie er sie nannte, d. h. Linien gleich-
zeitigen Hochwassers bei Neu- oder Vollmond. Beistehen-
des Kärtchen zeigt eine moderne Redaktion der älteren
Whewellschen Arbeit, entnommen den Gezeitentafeln der
Deutschen Admiralität (die römischen Ziffern geben die
Uhrzeiten nach Green wichzeit), und man sieht in der That,
wie eine Flutwelle von West nach Ost in den Britischen
Kanal hineinläuft, von Nord nach Süd eine andere ent-
lang der Ostküste Schottlands und Englands, während
das Irische Meer von Süden und Norden zwei Wellen em-
pfangt. Wh e well war nun eine Zeitlang der Ansicht, daß
er solche „ Flutstundenlinien tt auch für die großen Ozean-
flächen konstruieren könne {Philos. Tramactions 1833, I,
p. 147—236) ist dann aber 15 Jahre später zu der Ueber-
zeugung gelangt, daß ein solches Unternehmen mehr des
Hypothetischen enthielte, als wissenschaftlich erlaubt sei.

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I

I

Whewells Flutstundenlinien. 189

Fiff. 28.

I

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190

Gezeitentheorien.

Die groLie Weltkarte dieser cotidal lines hat er alsdann
ausdrücklich zurückgezogen. Damit fiel dann auch eigent-
lich schon die Folgerung, welche Whewell aus seiner
Weltkarte gezogen hatte: daß nämlich die an die eng-
lischen Küsten gelangende Flutwelle nicht im Nord-
atlantischen Ozean ihren Ursprung habe, sondern in der
Südsee, welche als der gröfHe Ozean auch die größten
Wellen zu erzeugen imstande sei, während die Fläche
des Nordatlantischen Ozeans nicht ausreiche, so hohe
Wellen zu liefern. Diese Behauptung Whewells ist von
seinen Zeitgenossen schon hinreichend widerlegt worden,
und nunmehr ganz aufgegeben, seit man sogar in so kleinen
Wasserbecken wie im Michigansee Nordamerikas eine
Gezeitenbewegung erkannt hat, die allerdings selbst bei
Springzeit nur wenige Centimeter erreicht (nach Ferrel,
Tidal^esearches p. 251 , in Chicago 74 mm). In jedem
Wasserbecken, auch den kleinsten Seen, wird eine Ge-
zeitenbewegung durch Sonne und Mond hervorgerufen,
nur ist sie nicht meßbar groß und in vielen kleineren
Meeresräumen dadurch verdeckt, daß aus den großen
Nachbarozeanen „ freie" Flutwellen von großer Amplitude
eindringen, welche die lokalen Gezeiten gar nicht zur
Geltung kommen lassen.

Heinrich Berghaus, der in seinem Physikalischen Hand-
atlas die Untersuchungen Whewells sehr vollständig (vgl. Tafel II, 1
und Text S. 22—53) reproduziert, hat für die cotidal lines den
gelehrten Namen der horhachien vorgeschlagen, ein Wort, das
nach dem Muster der „Isotherme" gebildet ist. In einer gelegent-
lichen brieflichen Mitteilung an G. Leipoldt (abgedruckt in dessen
Physischer Erdkunde, 2. Autl. Bd. II, S. 22) habe ich das Un-
zutreffende dieser Wortbildung zu erweisen versucht. *loo<; heißt
„ gleich stark", hier soll aber das Gleichzeitige ausgedrückt werden,
wofür also jedenfalls 6u.6? zu setzen; fa/ia bedeutet vielleicht
„die Flut", es soll aber analog dem englischen cotidal eine Ad-
jektivform gefunden werden, also entweder Homorhachisten oder
noch besser Homopleroten (von rcXfjpoüv, füllen), wenn man über-
haupt nicht vorzieht, kurz und gut „Flutlinien" zu sagen , wie
Dove oder ^Flutstundenlinien" wie Bürgen, dem ich in diesem
Buche darin folge, vorgeschlagen haben. — Aus Berghaus 1 Phy-
sikalischem Handatlas hat auch offenbar die von Whewell ge-
zeichnete und von Berghaus noch ,,vervollständigte u Weltkarte
der Flutstundenlinien ihre grof3e Verbreitung gefunden, trotz des
Widerrufes vom Jahre 1848.

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Kanaltheorie von Airy.

191

3. Die Kanaltheorie von Airy.

Einen wesentlichen Fortschritt in der Theorie der
Gezeiten brachte nunmehr G. B. Airy in seinem schon
mehrfach erwähnten Artikel on tides and waves in der
Emyclopaedia Metropolitana. Nachdem er eine dem mo-
dernen Standpunkte der Analysis entsprechende Dar-
stellung der „Gleichgewichtstheorie" und der Laplaceschen
gegeben und die Schwächen beider klargelegt, entwickelte
er zunächst eine Theorie der Wellen, insbesondere der
Wellen, welche in einem schmalen Kanal von beliebiger
Tiefe auftreten können. Die so gewonnenen Gesetze ver-
wandte er darauf zur Deutung verschiedener Gezeitenvor-
gänge, wie solche sich in beliebig gestalteten und beliebig
auf der Erde gelegenen Kanälen vollziehen müßten.

Seine Wellentheorie ergab (nach Bc >i*<^ens Zusammen-
fassung ihrer Resultate), „data in einem Kanal, der sich
in einem größten Kreise um die Erde erstreckt, zwei
halbtägige Flutwellen hervorgebracht werden, welche sich
in entgegengesetzter Richtung fortpflanzen und sich da-
her zu einer Welle zusammensetzen. Die Länge dieser
W eilen ist gleich dem halben Umfang der Erde. Wenn
der Kanal mit dem Aequator zusammenfallt, so ist die
Höhe der Flutwelle überall dieselbe, und sie ist eine fort-
schreitende Welle. Wenn der Kanal durch die Pole geht,
so wird die Welle zu einer stationären, derart, daß Hoch-
wasser auf den Polen gleichzeitig mit Niedrigwasser auf
dem Aequator eintritt, und umgekehrt. In allen anderen
Fällen, wo der Kanal mit dem Meridian einen Winkel
bildet, entsteht eine progressive Welle, welche an ver-
schiedenen Punkten der Erde verschiedene Größe hat und
sich mit unregelmäßiger Bewegung fortpflanzt. Wenn
endlich der Kanal einen kleinen Kreis entlang einem der
Breitenparallele bildet, so entsteht gleichfalls eine pro-
gressive Welle, deren Länge dem halben Umfang des
kleinen Kreises gleich ist."

Indem nun Airy die Ozeane der Erde als eine Kom-
bination oder eine Art System solcher Kanäle auffaßte,
vermochte er auch das Verhalten der Flutwellen auf aus-

192

Gezeitentheorien.

gedehnteren Wasserflächen wenigstens anzudeuten. Seine
„Kanaltheorie" gibt vollkommen auflösbare und oft
sehr einfache Gleichungen, welche für die Gezeiten in
Meeresstraßen und Flußgeschwellen, woselbst die Höhe
der Flutwelle einen beträchtlichen Bruchteil der Wasser-
tiefe erlaugt, unmittelbare Verwendung finden können.
Airy beachtete dabei durchweg die Reibung unter der
Annahme, daß diese der ersten Potenz der Geschwindig-
keit der Wasserteilchen in ihrer Wellenbewegung pro-
portional sei, und kam unabhängig von Young zu dem
gleichen Resultate, daß nämlich die Reibung bewirken
könne, daß die größten Gezeiten um ein Beträchtliches
nach der Zeit der größten (fluterzeugenden) Kraft ein-
treten. Viele seiner Entwicklungen sind aber nicht in
einer Form gegeben, welche für praktische Zwecke brauch-
bar ist, und erst durch die neueren Untersuchungen von
Professor Borgen in Wilhelmshaven ist völlig ins Licht
getreten, welch eine reiche und unerschöpfliche Fund-
grube der anregendsten Ideen in dieser Arbeit Airys ent-
halten ist. Freilich gehört zum vollen Verständnis der-
selben nicht nur eine sichere Beherrschung der höheren
Analysis, sondern noch mehr eine große Unerschrocken -
heit des Rechners, welche auch vor langwierigen Ent-
wickelungen nicht Halt macht. Für die im vorliegenden
Werke angestrebten Zwecke wird es erforderlich sein (aber
auch genügen), die Airysche Kanaltheorie allgemein
so weit darzustellen, daß das ihr zu Grunde liegende
Prinzip und ihre Anwendbarkeit auf die natürlichen Vor-
gänge hervortritt. In dieser Beziehung legen wir die
Redaktion der Kanaltheorie zu Grunde, wie sie Borgen
kürzlich gegeben hat (Harmonische Analyse der Gezeiten-
beobachtungen, abgedruckt aus den Annalen der Hydro-
graphie, Berlin 1885).

Auf nachstehender Figur bedeute BA1V einen Kanal
oder doch ein Wasserbecken, dessen Breite im Vergleich
zu seiner Länge sehr klein ist. Der Kanal bilde einen
größten Kreis auf der Erdoberfläche, seine Lage sei aber
sonst eine beliebige. Die Wellentheorie setzt nun voraus,
daß durch die Anziehung von Sonne und Mond in dem

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Kanaltheoric von Airy.

193

Kanäle Wellen entstehen, welche in diesem besonderen
Falle eben Gezeiten heißen. Die fluterzeugende Kraft an
einem bestimmten Punkte des Kanals ist nun diejenige
Komponente der störenden Kraft, welche parallel der

Längsrichtung (Achse) des Kanals und tangential an dem
betreffenden Punkte wirkt. Es ist dieselbe Grund-
anschauung, welche wir für die Entstehung von Wind-
wellen als maßgebend erkannten, wo ja auch der hori-
zontal wirkende Wind als die wesentlich Wellen erzeu-
gende Kraft auftrat (S. 61).

Es sei P der Pol des größten Kreises BAB\ A der Beob-
achtungsort an diesem, C der Mittelpunkt der Erde und Af der
anziehende Himmelskörper. Wir legen nun durch C. P und M
eine Ebene, welche die Erdoberfläche in dem größten Kreise BPH*
schneidet, und bezeichnen die Winkel PCM mit ß, BCA mit *ri,
den Erdradius CA — CB mit r, und den Abstand des Gestirns Af
vom Mittelpunkt der Erde C, also MC mit E und die Masse des
Himmelskörpers mit m. Dann ist die Anziehung, welche der
Körper im Mittelpunkt der Erde ausübt:

m m

~ (MC)* ~~

und in dem Punkte A:

tn

Krümmel, Ozeanographie II. 13

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194

Gezeitentheorien

Die erstere dieser Kräfte wird in der Richtung MC, die letztere
in der Richtung MA ausgeübt. Ziehen wir nun M'A parallel MA,
so ist die Anziehung in A nunmehr ausgeübt in der Richtung AM'-.

tfi MC tn . E

= {MÄy ' Mä ~ {MÄy

und in der Richtung CA:

m_ CA

~~ {MAy ' MA'

Diese letztere Kraft, welche in der Richtung der Schwere wirkt,
kann vernachlässigt werden, da sie zur Erzeugung der Flut nicht»
beiträgt.

„Die störende Kraft in dem Punkte A ist nun offenbar der
Ueberschuß der in der Richtung AM* wirkenden Anziehung im
Punkte A über die ihr parallele Anziehung im Punkte C, oder es
ist störende Kraft in A :

m . E tti

und zwar wirkt dieselbe parallel der Richtung CM.

„Zerlegen wir diese störende Kraft in zwei andere, von
denen die eine in der Ebene des Kanals, die andere quer zu dem-
selben wirkt, so wollen wir die letztere vernachlässigen, weil in
unserer Voraussetzung die Breite des Kanals gegenüber seiner
Länge als unbedeutend angenommen wird und daher in der Rich-
tung der Breite desselben keine wahrnehmbaren Gezeiten ent-
stehen können. Die erstere wird aber:

Diese Komponente wirkt parallel der Richtung C7f, wir haben
sie daher, um zu unserer lluterzeugenden Kraft zu gelangen, noch
einmal in zwei Komponenten zu zerlegen, von denen die eine,
eben die gesuchte fluterzeugende Kraft, in der Tangente an
die andere in der Richtung CA wirkt. Die letztere kann wieder,
als in der Richtung der Schwere wirkend, vernachlässigt werden.,
und es ist demnach die fluterzeugende Kraft im Punkte A:

-«(^-i)**.*.,. . . . a>

„Um MA zu finden, denken wir uns von A aus eine Senk-
rechte AF auf MC gefällt, so ist:

{MAy = (MF)* + (AF)\

= (E — r cos ACM) 2 -h O sin ACM)\
= E* — 2rEcos ACM + r\

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Kanaltheorie von Airy. 195

Denken wir uns die Linien CP, CA und CM bis ans Himmels-
gewölbe verlängert, so wird dort ein sphärisches Dreieck ent-
stehen, dessen Seiten PC =90°, ALI = dem Winkel MCA, und
PM = dem Winkel PCM = ß sind, während der zwischen PA
und PM eingeschlossene Winkel APM = ACB = tj ist; daher

cos MC = sin PM . cos APM,

cos MCA — sin ß . cos *rj

MA % = — 2rEsin ß . cos -rj + r 2 .

Dies in die obenstehende Gleichung (1) eingesetzt, gibt, nachdem

(MÄ)~~ 3 in eine Reihe entwickelt, wobei indes die von der vier-
ten Potenz der Entfernung abhängigen Glieder unterdrückt werden,

und nachdem sin yj . cos yj = — sin 2 yj gesetzt worden, die flut-
erzeugende Kraft in A :

3 tn f

= -YE*' sint V' sin2r i W

welche Kraft darum das negative Vorzeichen erhält, weil der
Winkel vj in der Richtung von B nach A wächst, die Kraft aber
das Wasser in der umgekehrten Richtung von A nach B zu be-
wegen sucht.

„Da nun aber das Gestirn nicht immer dieselbe Lage zum
Beobachtungsorte A beibehält, vielmehr sowohl infolge der Rota-
tion der Erde im Laufe eines Tages alle möglichen Stellungen zu
demselben einnimmt, als auch, infolge der Bewegung in seiner
Bahn, während eines Umlaufs seinen Ort am Himmel ändert, so
sind die beiden Winkel ß und tj veränderlich, und wir müssen
die Funktionen dieser Winkel , welche in der Gleichung (2) vor-
kommen, durch diejenigen Größen ausdrücken, durch welche die
Stellung des Gestirns am Himmel und zum Beobachtungsort in
jedem Augenblick fixiert wird."

Der nun folgende, zu dem eben angegebenen Ziel führende
Weg ist ein sehr umständlicher (obwohl er für jeden mit der
sphärischen Trigonometrie bekannten Leser gangbar wäre), und
wir verzichten an dieser Stelle auf die Wiedergabe, indem wir
auf Borgens oben bezeichneten Aufsatz selbst verweisen. Indem
die Deklination des Gestirns mit 8 bezeichnet wird und mit 0
derjenige sphärische Winkel am Himmelspol, welchen der Stunden-
kreis des Gestirns mit demjenigen größten Kreise macht, der den
Pol des Kanals mit dem Himmelspol verbindet: ferner C^, Cj und
Cj und <J>| und tfo Koeffizienten bezw. Winkelgrößen bedeuten,
welche sowohl von der geographischen Lage des Kanals auf der
Erde, wie von seiner Wassertiefe abhängig sind, und andrerseits
von der Lage des Beobachtungspunktes am Kanal selbst beeinflußt
werden, so ergibt sich für die ganze Wellenhöhe au einem be-
liebigen Punkte eines solchen Kanals unter der fläterzeugenden
Wirkung des Gestirns nach Airy und Borgen die Gleichung:

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196

Gezeitentheorien.

+ 2ljlL.C t . sin 2t . cos (S —10

+ ^£?-.C 2 .co*n.cosVe-W ... (.3)

Diese Gleichung zeigt uns die Flutwelle als etwas Zusammen-
gesetztes, und zwar entsprechend den drei Gliedern, in welche sie
zerfällt, aus drei Kategorien von Wellen. Das erste Glied des
Ausdruckes ist von 8 unabhängig und nur von 3. der Deklination,
beeinflußt; es ergibt dies die ,,Deklinationsgezeiten u von langer
Periode. Die durch das zweite Glied gegebenen Wellen durch-
laufen alle ihre Phasen in derselben Zeit, in welcher Q von 0°
bis tS60° wächst, und da der Hauptteil von 9 von der Rotation
der Erde abhängt, so durchlaufen diese Wellen ihre Phasen im
Laufe von ungefähr einem Tage: das sind die ^eintägigen Ge-
zeiten 11 . Dagegen sind die durch das dritte Glied gegebeneu
Wellen die „halbtägigen Gezeiten", weil sie alle ihre Phasen in
derselben Zeit vollenden, in welcher 20 von 0° bis 860° wächst,
d. h. ungefähr in einem halben Tage. Daraus wieder folgt, daß
immer zwei Wellen in dem ganzen Kanal gleichzeitig vorhanden
sein müssen. — Die Gleichung gilt, wie sie dasteht, nur für einen
anziehenden Himmelskörper; indem man nun die Maße von w,
E, 5, und & für den Mond einsetzt und eine zweite Gleichung
mit den Maßen für die Sonne, nach dem Gesetz der Superposition
der Wellen, einfach hinzu addiert, erhält man die thatsächliche
Flutwelle, wie sie von beiden Gestirnen geschaffen ist. Die Airy-
sche Auffassung der Gezeitenströmungen wird mit besonderer
Ausführlichkeit im folgenden Abschnitt behandelt werden.

4. Scuwanknngstheorie voif Ferrel.

Wie es scheint, war Newton der erste, welcher ein-
mal ganz gelegentlich das Gezeitenphänomen als das auf-
zufassen empfahl, was wir heute eine „stehende oder
stationäre" Schwingung nennen. Dem Leser ist der Be-
griff der letzteren aus früheren Erörterungen geläufig
(oben S. 137 f.). Es ist aber später von Young und dann
von Admiral Fitz -Roy (The Weather Book, Appendix B,
S. 367) und anscheinend unabhängig hiervon von Dove
(Zeitschr. für allgem. Erdkunde VI, 185(3, 472 f.) und
zuletzt von Ferrel der gleichen Anschauung Raum ge-
geben worden. Allemal wurde als Hauptbeweis für ein

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Theorie von Ferrel. ]97

einfaches Hin- und Herschaukeln der Meere die Unmög-
lichkeit hingestellt, für die Küsten der Vereinigten Staaten,
sowohl für die atlantischen wie für die pazifischen, Flut-
stundenlinien zu konstruiren: denn in diesen amerikani-
schen Hafen tritt das Hochwasser nahezu gleichzeitig ent-
lang der ganzen Küste auf, wobei nur die am weitesten
ins Festland eingeschobenen Buchten oder Gebiete mit
breit vorgelagerten Flachwasserbänken eine Verspätung
des Fluteintritts gegenüber den freier gelegenen Nachbar-
orten zeigen. Man überschaue nachstehende Tabelle,
welche die Hafenzeiten (auf Greenwich-Zeit reduziert) für
die Ostktiste der Vereinigten Staaten wiedergibt:

St. Augustine l ü 47 m

Ossabaw-Sund, südl. von Savannaii 1 43

Winyah-ßai (33° 15' N. Br.) ... 1 12

Hatteras-Inlet 0 6

Kap Henry, Delawaremündung . . 0 44

Sandy Hook vor New York ... 0 25

Block-Insel 0 22

Sable-Insel, Südseite 10 30

Halifax 0 3

Kap Race, Neufundland 10 32

Der in Sable-Insel und an der Südostspitze Neufundlands
um zwei Stunden verfrühte Eintritt des Hochwassers wird
nicht so sehr auffallen, da diese Punkte die vorgescho-
bensten des ganzen nordamerikanischen Festlands sind;
aber für die eigentlichen Eüstenplätze ist der größte
Unterschied in den Hafenzeiten doch nur etwa eine Stunde.
Aehnlich zeigt die oben S. 189 gegebene Karte der Flut-
stundenlinien der westeuropäischen Meere deutlich, wie
am Biskayischen Golf alle Häfen nahezu gleichzeitig ihr
Hochwasser erhalten, und zwar etwas nach 3 Uhr Green-
wich-Zeit, und ähnlich die Westküste Irlands etwas nach
5 Uhr. Da allerdings die Westküste Portugals etwa um
2 Uhr ihr Hochwasser bei Springzeit hat, so ist immer-
hin eine kontinuierliche Verspätung der Flutstunden, von
Süden nach Norden zunehmend, absolut nicht zu be-
streiten.

Nach der Merianschen Formel für uninodale Schwin-
gungen, welche hier ohne weiteres Anwendung finden

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198

Gezeitentheorien

kann, da ja die Wassertiefe des Atlantischen Ozeans (etwa
3,8 km) im Vergleich mit seiner Breite und Länge (min-
destens 3500 km, vielfach das Doppelte) verschwindend klein
ist, ergeben sich folgende Beziehungen:

' = ihi> oder v = oder 1 = *

wo t die halbe Periode der Schwingung in Sekunden,
l die Länge des Beckens in Metern, p die Wassertiefe
(in Metern) und 2g = 9,8 m die Beschleunigung der
Schwere bedeutet. Indem wir das Zeitintervall zwischen
je zwei Hochwassern zu 12 h 24 m annehmen, ist / = G h 12 m
= 22320 Sekunden.

Wenn es nun in irgend einem Ozean einen Streifen
gibt, dessen Tiefe zur Längenausdehnung in solchem Ver-
hältnis steht, dato eine uninodale Schwingung von 22 320 Se-
kunden Halbperiode durch die fluterzeugenden Gestirne
erregt werden kann, dann wird durch die periodische
Wiederholung dieser Störung die stehende Welle an den
beiden Küsten Amplituden erreichen, welche der Theorie
nach unendlich groto werden können, obwohl die zer-
störenden Wirkungen, welche derartige Wasserschwankun-
gen zur Folge haben müssen, durch vermehrte Reibung
sie bald auf einen endlichen, wenn auch kolossal hohen
Wert reduzieren dürften. Schon die Thatsache. date
nirgends entlang freien ozeanischen Küsten abnorm hohe
Gezeiten beobachtet werden, ist ein Beweis, dass diese
uninodalen Schwingungen, wenn überhaupt vorhanden,
dann jedenfalls nicht Ausschlag gebend für den gan-
zen Charakter des Flutphänomens sind. Es könnten
also nur neben den fortschreitenden auch noch stehende
Wellen vorhanden sein, und etwas anderes scheint Ferrel
vielleicht auch nicht beweisen zu wollen (Tidal lie-
searches § 22).

Versucht man nun, entlang gewissen, in der Kon-
figuration der Ozeane beruhenden Längsachsen nach der
obigen Formel die Tiefe p zu berechnen, welche eiuem
t von 22320 Sekunden zukommen würde, so kann man
durch Vergleich dieser berechneten Tiefe mit der aus den

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Theorie von Ferrel. 199

Tiefenkarten entnommenen mittleren Tiefe der Strecke
beurteilen, ob die daselbst vorhandenen lokalen Dimen-
sionen dem Entstehen solcher stehenden Schwingung gün-
stig sind. Denn wie wir oben schon die Brüder Weber
sich über das Auftreten stehender Wellen äußern sahen
(S. 141), so ist auch Ferrel der Meinung, dato wenn die
Bedingungen nur angenähert erfüllt seien, schon solche
Wellen sich bilden könnten.

Ferrel findet (Tidal Res. §. 231 nach eigener nur für
Kanäle längs Breitenparallelen geltenden Formel) nun
entlang 52° N. Br. quer über den Nordatlantischen Ozean
auf einer Strecke von 45 Längengraden (3090000 m) eine
zu t passende Tiefe mit 1,55 miles = 2480 m (die Me-
riansche Formel ergibt nur 1950 m) und ist der Ansicht, daß
die mittlere Tiefe zwischen Neufundland und Irland diesem
Werte nahe genug komme, um eine uninodaie Schwin-
gung zu begünstigen. Aber wie schon Börgen (im
Segelhandbuch der Seewarte für den Atlantischen Ozean
S. 306) bemerkt hat, ist die mittlere Tiefe entlang 52°
N. Br. beträchtlich größer, nämlich zu 2940 m anzu-
setzen (ich selbst berechne, entlang dem größten Kreise
zwischen Trinity-Bai und Valencia, eine Mitteltiefe von
2865 m), also \e mehr als die Ferrelsche Formel, mehr
als die Meriansche Formel erwarten ließe. Wenn nun
Ferrel weiter meint, auch falls die Tiefe 2 miles = 3200 m
betragen sollte, würden die Wasserstandsschwankungen
an den West- und Ostenden des gedachten Kanals noch
ungewöhnlich hohe Gezeiten bilden, so sieht man nicht*
ein, weshalb bei Neufundland (Kap Race) die ganze Flut-
grösse nur 1,8 m, an der Westküste Irlands 2,8 m (Va-
lencia) betragen darf, wenn außer der „ gezwungenen *
Flutwelle auch noch eine frei schwingende stehende Welle
gleicher Periode und Epoche vorhanden ist.

Weiter südlich, fährt Ferrel fort, entlang dem Parallel
von 35° kann die Breite des Ozeans zu etwa 60 Längen-
graden (= 5477000 m) angenommen werden, was wir
einmal gelten lassen wollen, obwohl diese Breite etwas
größer angesetzt werden müßte. Die Meerestiefe, welche
exakt den Bedingungen für seine Gleichung genügt, gibt

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200

Gezeitentheorien.

Ferrel zu 3,8 miles = 6080 m an. „Obwohl die mittlere
Tiefe des Ozeans hier gewiß größer ist als in der nörd-
licheren Breite, so ist doch die wahrscheinliche Tiefe in
diesem Falle viel kleiner als 3,8 miles, weil gerade in der
Mitte der Strecke relativ geringe Tiefen vorkommen
(Azorenrücken, Atlantisches Plateau). Die Bedingungen
für die Entstehung einer uninodalen Schwankung sind
darum hier nicht so günstige wie in der nördlicheren
Breite, und demgemäß sind die beobachteten Oszillationen
auch allgemein geringere, indem der Flutwechsel an der
Ktistenstrecke zwischen New York und Florida im Mittel
nur halb so groß ist wie entlang der Neu-Engiand-Küste,
obwohl der Ozean breiter und tiefer ist."

Borgen berechnet die mittlere Tiefe entlang 30° N.
Br. zu 3840 m, was zutreffend genannt werden muß; die
„günstige" Tiefe ist also hier ganz erheblich größer
als die gegebene, im vorigen Falle war sie kleiner. „Es
wird nun," sagt Borgen (a. a. O. S. 307) weiter, „bei
dem gegen die Meridiane stark geneigten Verlauf der
amerikanischen Küste und der daraus folgenden ziemlich
regelmäßigen Verringerung der Breite des Ozeans nach
Norden zu, einen Breitenparallel geben müssen, auf wel-
chem die Breite des Ozeans und seine Tiefe in solchem
Verhältnis zu einander stehen, daß die für hohe Gezeiten
günstigste und die wirkliche Tiefe einander gleich sind
und auf welchem wir demnach sehr hohe Gezeiten er-
warten dürfen. Man kann vermuten, daß dies ungefähr
auf 42° N. Br. der Fall sein werde, auf der einen Seite bei
Oporto, auf der anderen bei Kap Cod. Die Beobachtungen
aber zeigen gar nichts Ungewöhnliches. Allerdings finden
wir auf der amerikanischen Seite in der Nähe von Kap
Cod die hohen Fluten von Boston (Springzeit 3,4 m), und
namentlich die der Fundy-Bai (s. oben S. 161); diese
können aber nicht als Beweis angeführt werden, weil sie
im Innern von Buchten und unter sehr starker Beein-
flussung durch die Bodenverhältnisse zustande kommen,
welche zu ihrer Erklärung vollkommen ausreicht. Wir
dürfen im Gegenteil nur die Gezeiten solcher Orte zur
Vergleichung heranziehen, welche möglichst frei liegen,

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Theorie von Ferrel.

201

und da linden wir für Nantucket 1,0, Monomoy 1,4,
Shelbourne 1,9 m u. s. w., Fluten, welche gewiß niemand
exzeptionell hoch finden wird, Shelbourne noch dazu auf
gleicher Breite und nur durch die Halbinsel Neuschott-
land von den riesigen Fluten der Fundy-Bai getrennt."
An der europäischen Seite geben die Gezeitentafeln als
Springfluthöhen an: Lissabon 3,7, Mondego-Barre 2,1,
Oporto 3,0, Minhomündung 2,1 m, was doch gewiß nicht
hohe Werte sind. Es sei noch bemerkt, daß aus Ferrels
Formel sich die günstige Tiefe zu 2,544 miles = 4090 m
berechnet, während meine Tiefenkarte (im Segelhandbuch)
die mittlere Tiefe zu 3900 m entlang 42° N. Br. ergibt,
wenn wir dem „nordatlantischen Kessel" südlich Neufund-
lands keine größere Mitteltiefe als 5000 m, entsprechend
einigen neueren Lotungen des „Albatros 14 bewilligen;
setzen wir aber eine größere Tiefe ein, so nähert sich
der „wirkliche* Wert dem „günstigen" noch etwas mehr.

Es liegt nun im Wesen der uninodalen Schwankung,
daß die Wasserstände an den beiden gegenüberliegenden
Ufern sich stets in der entgegengesetzten Phase befinden
werden: hat das westliche Ufer Niedrigwasser, so muß
gleichzeitig das östliche Hochwasser haben. Nach Ferrel
(a. a. O. § 232) kann nun wegen der sanften Abböschung
des Bodens an den Küsten und der Seichtigkeit des
Wassers daselbst, im Verein mit der Reibung, dieser Gegen-
satz nicht mehr unmittelbar an der Küste sich konser-
vieren, weil hier die Schwankungen der Hauptmasse des
tiefen Ozeans in fortschreitende Flutwellen sich umwan-
deln müßten, so daß also die Eintrittszeiten für das Hoch-
wasser sehr von denjenigen in beträchtlichem Abstände
von der Küste abweichen könnten.

Neben diesen beschriebenen Schwankungen in der
Ostwestrichtung, welche nach Ferrel der Hauptsache nach
die nordatlantischen Gezeiten erzeugen, denkt er sich nun
auch Oszillationen in der Richtung der Meridiane, welche
freilich von untergeordneter Bedeutung gegenüber den
anderen seien, aber doch durch Interferenzen mit jenen
die Eintrittszeiten der Hochwasser erheblich verschieben
könnten. Ferrel verwirft demgemäß auch mit voller Ent-

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202

Gezeitentheorien

schiedenheit die Annahme, daß eine fortschreitende Welle
von der Südsee her bis in den Nordatlantischen Ozean
vordringe. „Wenn ein Damm vom Kap der Guten Hoff-
nung nach Südamerika hinüber gelegt würde, so würden
doch die Gezeiten im Nordatlantischen Ozean ganz die-
selben bleiben."

Börgen hat nun darauf aufmerksam gemacht, daß
zwei Merkmale der Gezeiten an der amerikanischen Seite
des Nordatlantischen Ozeans der Grundauffassung Ferrels
von einer ostwestlich schwingenden stationären Welle nicht
günstig seien.

In den amerikanischen Häfen ist die halbmonatliche
Ungleichheit sowohl in Zeit wie in Höhe nur halb so
groß wie in den westeuropäischen Küstenplätzen. Der
mittlere Wert dieser Ungleichheit ist nämlich:

in Zeit: in Höhe:
Ostküste der Vereinigten Staaten . 28 Minuten 5,2 cm
Westküste Europas ...... 42 „ 9,9 B

Es sind das die Mittelwerte aus je 10 Küstenstationen
von beiden Ufern. In Einzelfällen sinkt die Ungleich-
heit wie in Charleston in Zeit bis 18 Minuten, in Phila-
delphia in Höhe bis 4 cm, während gegenüber in Plv-
mouth sie in Zeit bis 45 Minuten und im Shannonfluü
bei Kilbaha bis 12,2 cm in Höhe erlangt. „Die Ursache
für diesen Unterschied muß doch nur der amerikanischen
Seite des Ozeans zukommen, auf der europäischen aber
fehlen; nun sieht man aber nicht,* 4 meint Börgen, „wes-
halb bei einfachem Hin- und Herschaukeln die Sonnen-
flut im Verhältnis zur Mondflut sich auf der einen Seite
des Ozeans anders verhalten sollte wie auf der anderen."

Der zweite Punkt betrifft die tägliche Ungleichheit.
Diese ist in den nördlichen Häfen der Ostküste der Union
so unbedeutend wie in Europa (in Liverpool 24, in Wil-
helmshaven 1(3 cm), und die gewöhnliche halbtägige Flut
wird dadurch kaum beeinflußt. Je näher die Stationen
aber der Floridastraße liegen, und noch mehr im Busen
von Mexiko, gewinnt die „eintägige" Flutwelle an Ein-
fluß, und endlich tibertrifft sie die gewöhnlichen halb-
tägigen Gezeiten so an Größe, daß diese an manchen

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Theorie von Ferrel.

203

Orten fast ganz verschwinden und man nur „ Eintagsfluten u
beobachtet. Ferrel (a. a. 0. S. 245) gibt eine Uebersicht,
aus der Borgen folgende Werte entlehnt, welche den
Flutwechsel (in Centimetern) ausdrücken.

i

Höhp der

Höhe der

halb-

Ii Chi *J

tagigen
Gezeiten

tagigen
Gezeiten

cm

cm

6

49

21

37

30

30

Egraont-Keys (27° 36' N., 82° 46' W.) . . .
Cedar-Keys (28°58'N., 82° 57' W.) . . .

49

34

46

73

St. Georges-lnlet (29° 35' N., 85° 12' W.)

49

6

34

6

37

6

34

15

Man sieht daraus, wie an der Nordküste des Golfs
von Mexiko die eintägigen Gezeiten so groß werden, dato
sie die halbtägigen beinahe völlig unterdrücken und für
diese Orte meist nur einmal des Tages Hochwasser und
Niedrigwasser auftritt. Da, wie die oben (S. 190) ge-
gebene Formel (3) in dem zweiten Gliede zeigt, die ein-
tägigen Gezeiten vom Sinus der verdoppelten Deklination
abhängen, so sind sie, wenn der Mond über dem Aequa-
tor steht, gleich Null; an solchen Tagen würden dann
normale halbtägige Gezeiten zu erwarten sein, die aber
durch den Windstau meist völlig vernichtet und erst in
sehr langen Beobachtungsreihen mit guten Instrumenten
erkannt werden können. Aber sehr schnell wachsen dann
die Eintagsfluten bei Zunahme von 2$ bis zu ihrem Maxi-
mum mit der größten nördlichen oder südlichen Dekli-
nation. — Nirgends in der Nordsee oder Ostsee oder im
westlichen Mittelmeer sind solche bedeutende eintägige
Gezeiten konstatiert. Auch Ferrel vermag sie nicht zu
erklären, er hält es nur für wahrscheinlich, daß aus dem
Karibischen Meer eine fortschreitende (also atlantische)

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204

Gezeitentheorien.

Welle durch die Yukataustraße in den Golf vordringe
und in diesem mit einer stehenden Schwingung sich kom-
biniere. Dabei bleibt aber unerklärt, weshalb schon an
der atlantischen Seite von Florida die eintägige Gezeit
so an Amplitude wächst; und ferner ist die mittlere Tiefe
des Mexikanischen Golfs zu 875 m anzusetzen, was für
eine stehende Welle von der Halbperiode t'— 12 h 24 m
eine Beckenlänge von 4134 km und bei t = 0 h 12 m eine
solche von 2007 km verlangen würde, während die größte
Diagonale im Golf, von Veracruz nach Cedar-Keys, nur
1 040 km lang ist. Auch hier kommt man also mit Hilfe
von stehenden Wellen nicht zu einer befriedigenden Er-
klärung. Die lokalen, jedenfalls wohl rein terrestrischen
Ursachen dieser Erscheinung sind noch ganz dunkel: auch
Borgen verzichtet darauf, sie zu erklären. —

Interessant ist alsdann ein Versuch Ferrels, die
ganz abnormen und auffallenden Gezeiten von Tahiti im
Pazifischen Ozean zu erklären. Auf dieser Insel war
schon durch ältere Beobachtungen (Philo*. Trans., Lon-
don 1843) und dann später (1850) durch Aufstellung
eines Saxtonschen Flutautographen durch den amerikani-
schen Admiral Rodgers ( U. S. Coast Surmj Report for 1864.
Appendix 9) erwiesen worden, daß im Hafen Papiti nicht
der Mond, sondern die Sonne für die Gezeiten maßgebend
sei, indem nämlich Hochwasser nahe um Mittag oder Mitter-
nacht (mit einer Verspätung bis zu 4 Stunden) eintritt.
Von seinem Standpunkt spricht nun Ferrel die Meinung
aus, daß hier in der Nachbarschaft der Insel eine Knoten-
linie für die lunare Welle läge, während die Knotenlinie
der Sonnenflutschwankung damit nicht zusammenfalle. So
könne die Mondflut fehlen, eine schwache Sonnenflut aber
spürbar bleiben. In ähnlicher Weise, nur von Inter-
ferenzen fortschreitender Wellen entgegengesetzter
Richtung ausgehend, die dann zu einer stationären Welle
sich kombinieren, erklärte Airy (Phil. Trans., London 1845,
S. 121), die ähnlichen Gezeiten von Courtown an der
Irischen Küste, wo in der nahen Knotenlinie gar keine
Gezeit vorhanden, in Courtown selbst aber die Sonnen-
flut größer ist als die lunare.

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Untersuchungen von Borgen.

205

5. Untersuchungen von Borgen.

Neuerdings hat nun Borgen in seinem Beitrage
zum „Segelhandbuch des Atlantischen Ozeans" (heraus-
gegeben von der Deutschen Seewarte, Hamburg 1885)
zum erstenmal den Versuch unternommen, auf Grund von
Airys Wellentheorie die Eintrittszeiten der Hochwasser
in ihrer Abhängigkeit vom Bodenrelief des Atlantischen
Ozeans zu erklären: ein Versuch, der bei aller Kühnheit
etwas sehr Ansprechendes an sich hat. Wir geben die
betreffende sehr klare Darlegung Borgens darum im fol-
genden möglichst wörtlich wieder.

Der Unterschied von „forcierten" oder „gezwunge-
nen" Wellen und „freien" Wellen ist dem Leser ge-
läufig (vgl. oben S. 37). In einem ohne Unterbrechung
rings um die Erde sich erstreckenden Kanal von überall
gleichmäßiger Tiefe und Breite werden Flutwellen nur
als „gezwungene" Wellen auftreten. Wo aber irgend
ein Hindernis der Fortpflanzung solcher Welle entgegen-
tritt, sei es eine Aenderung der Breite des Kanals oder
eine Unregelmäßigkeit seiner Tiefe oder eine scharfe
Wendung in seiner Richtung, da wird die bis dahin „ge-
zwungene" Welle ihren Weg als „freie" Welle fortsetzen.
Sie wird (vgl. oben S. 86) ihre Periode unverändert bei-
behalten wie vorher, aber ihre Länge und ihre Höhe,
namentlich aber auch ihre Geschwindigkeit den jeweils
gegebenen örtlichen Verhältnissen des Kanals anpassen.
„Diese Wellen werden ebenfalls wie die gezwungenen Wellen
sowohl nach der Längsrichtung wie nach der Richtung
der Breite des Ozeans vorhanden sein. Da aber die Höhe
der ,gezwungenen 4 Flutwellen der Tiefe des Wassers
direkt proportional ist, so sieht man, daß dieselben in
der Nähe der Küsten und in wenig ausgedehnten und
flachen Meeresteilen verschwinden und dort nur die ,freien k
Wellen zur Geltung kommen werden, welche umgekehrt
gerade im flachen Wasser zu höherer Entwicklung ge-
langen. Im tiefen Ozean werden sich dagegen neben
diesen letzteren auch die gezwungenen Wellen geltend
machen und dürften bei der Beurteilung der Gezeiten auf

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2UÖ

Gezeitentheorien

kleinen isolierten Inseln nicht außer acht zu lassen sein
(wenn nicht möglicherweise wegen der überall vorhande-
nen Hindernisse die gezwungenen Wellen gar nicht zur
Ausbildung kommen und sich sofort in freie verwandeln).

„Wenn auf einer in horizontaler Richtung weit aus-
gedehnten Wasserfläche mehrere sich kreuzende Systeme
von Wellen existieren, so treten Interferenzen auf, durch
welche bewirkt wird, daß die Linien gleicher Hochwasser-
zeit oder die Flutstundenlinien nicht mehr in einfacher
Beziehung zu den erzeugenden Wassersystemen stehen,
so daß man nicht unmittelbar aus dem Verlauf der Flut-
stundenlinien einen Schluß auf den Verlauf der Wellen
und den Ort ihrer Kämme machen kann. Wenn nicht
mehr als zwei Systeme von Wellen vorhanden sind, so
lassen sich indes die folgenden Beziehungen nachweisen,
welche immerhin zur Gewinnung eines Urteils über den
Verlauf der Wellensysteme von Wichtigkeit sind.

„Die Flutstundenlinien verlaufen in diesem Falle
nicht mehr geradlinig (oder, auf der Erde, in größten
Kreisen), sondern sie erhalten wellenförmige Einbuch-
tungen , deren Größe von der relativen Höhe der sich
kreuzenden Wellen abhängt. Die zu einer bestimmten
Stunde gehörige Linie (d. h. die Achse, zu welcher die
erwähnten wellenförmigen Ausbuchtungen symmetrisch
liegen) verläuft in der Richtung, nach welcher sich die
kleinere der beiden Wellen fortpflanzt, und der lineare
Abstand zweier gleichartig liegender Punkte derselben,
die in der Richtung der Fortpflanzung dieser kleineren
Welle liegen (z. B. die auf derselben Seite der Achse
liegenden Maximalpunkte der Ausbuchtungen), ist gleich
der Länge oder einem ganzen Vielfachen der Länge der
kleineren Welle.

„Wenn wir also imstande sind, den Verlauf der
Flutstundenlinien genau nachzuweisen, so können wir mit
Sicherheit annehmen, daß die kleine Welle sich annähernd
nach der Richtung dieser Linien fortpflanzt, und wir würden
dies noch strenger nachweisen können, wenn wir finden,
daß der Abstand homologer Punkte einer solchen Linie
gleich derjenigen Wellenlänge ist. welche wir der mitt-

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Untersuchungen von Borgen.

207

leren T iefe p entsprechend durch die Formel (S. 18)

X = t \ 2gp berechnen können.

„Wir haben nun Grund, anzunehmen, daß die Flut-
stundenlinien sich quer über den Atlantischen Ozean er-
strecken, und schließen daraus, daß das kleinere der
auf demselben bestehenden Wellensysteme sich in der
Richtung Ost-West fortpflanzt. Die Breite des Ozeans
ist aber zu gering (kleiner als eine Wellenlänge), um die
volle Ausbildung der Flutstundenlinien zu gestatten, so
daß wir keine homologen Punkte aufsuchen können, um
daran die Wellenlänge zu prüfen.

„ Ferner ist der Abstand zweier Punkte auf zwei ver-
schiedenen Flutstundenlinien, die zu Zeiten gehören, welche
um die Periode der Welle voneinander abweichen, und
die in der Richtung der Fortpflanzung der größeren
Welle liegen, gleich der Länge der größeren Welle.
Finden wir also auf zwei solchen Flutstundenlinien zwei
Punkte, deren Abstand der aus der mittleren Tiefe be-
rechneten Wellenlänge gleich ist, so können wir mit Zu-
versicht schließen, daß dies die Richtung des Fortschreitens
des größeren der beiden Wellensysteme ist, voraus
setzt, daß wir die Flutstundenlinien richtig gezogen haben.

In nachstehender Fig. 30 sind die Kämme von zwei sich
rechtwinklig kreuzenden Wellensystemen, wie sie einem Auge in
sehr großer Entfernung er-
scheinen würden, dargestellt.
Das Sy etem der größeren Wel-
len möge sich nach der Rich-
tung JfZ, das der kleineren
nach der Richtung MX fort-
pflanzen. Dann finden der-
artige Interferenzen statt, daß
bei der Konstruktion der Linien
gleicher Hochwasserzeit oder
der Flutstundenlinien diese die
Gestalt annehmen wie auf der
nächsten Fig. 31, welche diese
Linien darstellt für Zeiten, die
um die Periode der Wellen
(welche in beiden Systemen
als gleich vorausgesetzt ist)

voneinander verschieden sind. Dann ist der Abstand der homo-
logen Punkte a' und V oder a" und welche auf derselben

cre-

Fig. SO.

t

t

-fc — b — tx

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208

Gezeiten theorien.

Flutstundenlinie liegen, gleich der Länge ab der kleineren
Welle, und der Abstand a' c' oder a" c" zweier Punkte auf ver-
schiedenen Flutstundenlinien gleich der Länge ac der größe-

Fig. 31.

ren Welle (den mathematischen Beweis vgl. a. a. O. S. 314 bis
316, nach Airy § 364 bis 371). Dasselbe gilt auch von zwei
Wellensystemen, die sich unter einem beliebigen Winkel kreuzen.

„Wir wollen nun versuchen/ fahrt Borgen fort,
„ob die Anwendung des letzten Satzes auf die an den
Küsten des Atlantischen Ozeans beobachteten Hafenzeiten
uns einen Aufschluß geben kann über die Richtung, nach
welcher sich das größere der in diesem Meere existieren-
den Wellensysteme fortpflanzt, indem wir zwei Orte auf-
suchen, an welchen die beobachteten Hafenzeiten um die
Periode der Flutwellen (t = 12 h 25 ra gesetzt) voneinander
verschieden sind, dann die mittlere Tiefe p des Wassers
zwischen beiden ermitteln, daraus nach der Formel

X = t \j2gp die dieser Tiefe entsprechende Wellenlänge
berechnen und diese mit der Entfernung beider Orte im
größten Kreise vergleichen. Wir müssen indes von vorn-
herein bemerken, daß wir keine völlige TJebereinstimmung
erwarten dürfen , auch wenn wir die Orte genau in der
Fortpflanzungsrichtung der Welle ausgewählt haben sollten ;
denn da wir uns, um jede W'illkür auszuschließen, an
beobachtete Daten halten (von allen mehr oder minder
willkürlichen Konstruktionen der Flutstundenlinien also
absehen) und diese durch die Bodengestaltung in der un-
mittelbaren Nähe der Orte unter Umstanden erheblich

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Untersuchungen von Borgen. 209

beeinflußt sein können, so würden wir sicher ganz an-
dere Punkte zusammen kombinieren müssen, wenn wir
mit einiger Sicherheit die Flutstundenlinien über den Ozean
tracieren und daher Punkte auswählen könnten, welche
ganz frei von dem Einfluß der Küsten wären. 0

Folgende Tabelle gibt eine Uebersicht über die von
Borgen ausgeführte Versuchsrechnung.

Stationen

Hafenzeit

in
Green-
wich-
Zeit

D

Ab-
stand

Mittl.

Tiefe p
zwi-
schen

beiden

Wellen-
länge #.

= t^

Diffe-
renz
D — X

St. Augustine (Florida) .

1h 27 m
Ii 47

km
|l2672

m
4095

km

IV Iii

8960

lc m
i\ iii

+3712

2. Sta. Catharina (Südbrasil.)
St. Kildn ( westl. v. d. Hebr.)

51» 59 m
0 4

i

110184' 3967

8819

4-1365

3. Jericoacoara(Ceara,Brasil.)
Kap Wrath (Schottland) .

7h 57m
7 50

} 7518

3781

8610

-1092

1h 27 m
1 42

} 7913

4086

8950

-1037

5» St» Helena •»•...
Ouessant I. (vor Brest)

1

phglm
3 52

J 7168

4031

8890

-1722

Das erste Beispiel zeigt eine so große Differenz
zwischen D und X, daß mit Sicherheit gesagt werden
kann, in dieser Richtung bewegt sich die Flutwelle nicht
über den Ozean. — Im zweiten Falle ist die wirkliche
Entfernung der beiden Orte um l \i größer als die be-
rechnete Wellenlänge. Man kann nun annehmen, daß
die der brasilischen Küste vorgelagerte Bank die Flut-
welle verzögert, so daß im tiefen Ozean die Flutstunden-
linie von 5 h 59 m jedenfalls erheblich nördlicher liegt , als
bei Sta. Catharina, ebenso würden auch die „Gründe"
vor Irland wirken, daher die Distanz im tieferen Wasser

Krümmel, Ozeanographie II. 14

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210 Gezeitentheorien.

gemessen jedenfalls der berechneten Wellenlänge X näher
kommen würde. „ Hierdurch gewinnt die Annahme, daß
das Hauptsystem der atlantischen Flutwellen sich von
Süden nach Norden fortpflanze, an Wahrscheinlichkeit*
eine Annahme, deren Richtigkeit durch die folgenden
Beispiele noch verstärkt wird." Denn auch bei diesen
wirken die flachen Küstenbänke im allgemeinen ver-
zögernd, auch sind die Unterschiede der Flutstunden nicht
genau 12 h 25 m , was für die Rechnung einen Unterschied
macht.

Im allgemeinen kann danach immerhin (mit gehöri-
ger Berücksichtigung der durch das Bodenrelief bewirkten
Aenderungen der Flutstundenlinien) als erwiesen betrachtet
werden, daß sich die höchsten atlantischen Flutwellen in
meridionaler Richtung von Süd nach Nord fortpflanzen;
daneben kann dann noch ein zweites, jedenfalls aber viel
kleineres W r ellensystem existieren, welches sich nach der
Breite des Ozeans fortpflanzt. Das erstere System ist
aber das mafcigebende; das andere bewirkt nur mäßige
Verschiebungen der Flutstundenlinien.

„Haben wir hierdurch, wie wir glauben, fc fährt Bor-
gen fort, „das System der atlantischen Gezeiten einiger-
maßen wahrscheinlich gemacht, so folgt die Erklärung
der Einzelerscheinungen ziemlich von selbst." Es handelt
sich hierbei nur darum, die Wassertiefen in ihrer Rück-
wirkung auf den Lauf der Wellen in Rechnung zu ziehen.
(Vgl. die Uebersicht über das atlantische Bodenrelief in
Bd. I der Ozeanographie S. 73 f.) Denn die Geschwindig-
keit solcher Wellen, deren Länge im Vergleich zur Wasser-
tiefe sehr groß ist, folgt dem Lagrangeschen Gesetze

c = \2gp, ist also der Quadratwurzel aus der Wasser-
tiefe direkt proportional. Darauf beruht Borgens nach-
folgender Versuch, die Hafenzeiten im Nordatlantischen
Ozean zu erklären.

Die Welle, welche in ihrem Fortschreiten nach Nor-
den durch die Enge zwischen Afrika und Brasilien in
den nördlichen Atlantischen Ozean tritt, hat zwei tielere
Längsmulden vor sich, die Kapverdenrinne im Osten und
die nordbrasilische Rinne, welche zur westindischen Tiefe

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Untersuchungen von Borgen. 211

führt, im Westen. Verfolgen wir zunächst den west-
lichen Teil ihres Weges.

Die westindische Tiefe, großenteils an G000 in tief,
läßt den westlichen Teil des Flutwellenkainines sehr schnell
nach NW fortlaufen (c= 240 m pro Sekunde oder 475 See-
meilen in einer Stunde!), während der mittlere Teil des
Wellenkamms durch das atlantische Plateau (nur 3500 m
tief, woraus c = 187 m pro Sekunde, 307 Seemeilen stünd-
lich) aufgehalten wird : im ganzen kann durch die größere
Tiefe im Westen der längere Weg als kompensiert gelten,
so daß der Wellenkamm sich hier entlang den Breiten-
parallelen erstrecken dürfte.

Die Fortsetzung der westindischen Tiefe nach Norden,
die weit nach Westen eingreifende Bucht des „nord-
atlantischen Kessels" zwischen Kap Hatteras und Kap
Cod bewirken aber nun, daß die Welle hier sehr rasch
nach NW vorschreitet, also in ihrer ganzen Front auf
die Küste aufläuft, wobei örtlich die vorgelagerte Küsten-
bank Unterschiede im Eintreffen des Hochwassers bedingt,
die indes nicht sehr ins Gewicht fallen können.

„An dem südlichen Teile der westindischen Tiefe,
an den Bänken, auf denen die kleinen Antillen und die
Bahamainseln liegen, muß der Kamm der Welle zurück-
bleiben , und es wird bei der von Ort zu Ort rasch sich
ändernden Wassertiefe und Fortpflanzungsgeschwindigkeit
der Welle eine erhebliche Zeit erfordert werden, ehe die
Welle die Inseln erreicht, und wir glauben, daß diese
Ursachen hinreichend sein werden, um wenigstens zum
großen Teil die Thatsache zu erklären, daß alle west-
indischen Inseln innerhalb derselben Stunde Hochwasser
haben, und daß dies nahe zu derselben Zeit eintritt, wo
es an der Küste der Vereinigten Staaten stattfindet. Es
mag aber hierzu mit beitragen, daß die genannten Inseln
vorher eine zweite Welle, oder vielmehr einen anderen
Teil derselben Welle durch das Karibische Meer empfangen,
welcher sich mit der Hauptwelle wieder vereinigt und
den Eintritt des Hochwassers verzögert."

Mittlerweile hat die Welle im Ozean ihren Weg fort-
gesetzt und ist nach Ueberschreitung des nordatlantischen

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212 Gezeitentheorien.

Kessels und der westlichen Azorenrinne (wo ebenfalls
c = 200 — 250 m pro Sekunde erreicht) an den Südrand
der Großen Neufundlandbank gekommen: auf diese Weise
es ermöglichend, daß die Südküste der Sable-Insel und
das Südostkap von Neufundland (Kap Race), welche nahe
an das tiefe Wasser herantreten, früher ihr Hochwasser
haben, als die südlicher gelegenen Teile der Vereinigten
Staaten, wo die Welle erst den an 200 — 250 km breiten
Gürtel von 200 m Wassertiefe zu überwinden hat. Daü
dies völlig zur Erklärung der Verspätung ausreicht, möge
folgendes Beispiel zeigen : Halifax hat eine Hafenzeit von
0 h ;i m (Greenwicher Zeit) und Sable-Insel, Südküste, eine
solche von 10 h 30 m ; ersteres also 1 l l* Stunden später
Hochwasser als die Insel, die auf annähernd derselben
Breite liegt. Nehmen wir nun die mittlere Tiefe zwischen
Halifax und dem Rande der Küstenbank wegen der da-
zwischen liegenden tieferen Einsenkungen zu 200 m an,
so wird hier c = 44 m pro Sekunde ; es wird also in
1 l ji Stunden eine Strecke von 238 km zurückgelegt, was
sehr nahe der Entfernung zwischen Halifax und der
200-Meter-Linie gleich kommt. Auf diese Weise dürften
sich, alle Eigentümlichkeiten und scheinbaren Unregel-
mäßigkeiten, welche die Hafenzeiten an der nordamerikani-
schen Küste zeigen, ohne Schwierigkeit aus dem vor-
handenen Bodenrelief des Meeres und dem Verlauf der
Küste erklären lassen.

An der östlichen Seite des Ozeans bis hinauf zu den
europäischen Küsten nehmen die Tiefen je weiter nach
Norden desto mehr ab, indes ziemlich schrittweise, so
daß im ganzen die Flutwelle langsamer, und je weiter
nach Norden, desto mehr sich verspätend, vorrückt. Dazu
kommt noch die beträchtliche Breite der vorgelagerten
Küstenbänke. Dadurch wird auch folgendes erklärbar.

Erstlich, daß die europäische Küste durchweg später
Hochwasser hat als die gegenüberliegende amerikanische;
ferner, daß die Fluthöhen im Osten überall erheblich höher
sind als im Westen, worüber im nächsten Abschnitt noch
mehreres mitgeteilt wird; endlich, daß im Umkreise des
Biskayagolfes überall gleichzeitig Hochwasser eintritt

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Untersuchungen von Sir W. Thomson.

213

(vgl. die Karte S. 189), da die von Süden um Kap Finis-
terre gekommene Welle in der Mitte sehr tiefes Wasser
(über 5000 m) vorfindet, also die größere Entfernung bis
in den südöstlichsten Zipfel des Golfes kompensiert scheint
durch große Tiefe, wobei entlang der französischen Küste
die vorgelagerte Küstenbank eine Verzögerung der Welle
bedingt, die dann hier in breiter Front aufläuft.

Um alle diese Vorgänge einer Deutung entgegen-
zuführen, genügt also die Annahme, daß die Flutwelle
die Natur einer fortschreitenden Welle besitze, deren
Schnelligkeit von der Quadratwurzel aus der Wassertiefe
abhängt, und daß diese Welle sich in meridionaler Rich-
tung von Süden nach Norden durch den Nordatlantischen
Ozean fortpflanze. Aber auch Borgen ist es noch in
keinem Falle gelungen, aus theoretischen Ableitungen
allein für irgend einen Küstenpunkt die absolute Hafen-
zeit vorauszuberechnen; diese kann nur durch Beobachtung
gefunden werden. Aber es ist durch Börgens Unter-
suchungen wenigstens ein Weg gewiesen, auf welchem
man zu einem plausiblen Verständnis der Unterschiede
in den Hafenzeiten an den verschiedenen Orten einer Küste
oder zweier gegenüberliegender Küsten gelangen kann,
und damit ist schon viel gewonnen.

6. Untersuchungen von Sir William Thomson.

Für die verschiedenen Gezeitentheorien wurde stets
vorausgesetzt, daß der Erdkern selbst vollkommen starr
und den fluterzeugenden Kräften gegenüber gänzlich un-
nachgiebig sich verhalte. Sir William Thomson hat
(Theoretische Physik § 838) den Einfluß dieser Kräfte
auf die festen Teile des Erdkörpers untersucht, indem er
sich letzteren durchaus massiv, ohne irgend flüssigen Inhalt
dachte, aber doch von keiner völligen Starrheit, da es
absolut starre Körper überhaupt nicht gibt. Indem er nun
den Fall setzt, daß die Starrheit des Erdkerns dieselbe sei
wie bei Glas oder Stahl, so findet er, daß alsdann die
Meeresgezeiten nur 2 ,5 (bei Glas) oder 2 /3 (bei Stahl) der-
jenigen Höhe erreichen würden, die sie bei einer abso-

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214

Gezeitentheorien.

luten Starrheit des Erdkerns zeigen müßten. Denn der
Beobachter an der Küste würde, wenn die Flutwelle des
Erdkörpers und die ozeanische zugleich seinen Standort
passieren, doch nur den Unterschied in der Höhe beider
Wellen wahrnehmen können, und wenn man gar den Fall
setzt, daß die Erde ganz und gar flüssig sei, so würden
Küsten und Meer gleichzeitig sich mit der Flut heben
und senken, und darum die Gezeiten ebensowenig sicht-
bar werden, wie auf hoher See in einem Schiffe. Diese
Ideen sind später von G. H. Darwin weiter geprüft
worden, wobei er von den halbtägigen und eintägigen
Gezeiten ganz absah und nur die von meteorologischen
Einflüssen im allgemeinen freien 14tägigen Deklinations-
und die monatlichen elliptischen Gezeiten zu Grunde legte.
Er fand dabei, daß der feste Erdkörper den fluterzeugen-
den Kräften gegenüber keinesfalls in meßbarer Weise
sich nachgiebig verhalte, die theoretisch für indische
Stationen berechneten Gezeiten von der genannten langen
Periode stimmten der Höhe nach fast ganz überein mit
den in Karratschi am Pegel verzeichneten. Alierdings
hat Julius Schmidt (Studien über Erdbeben, I, S. 13)
gezeigt, daß im Perigäum des Mondes die Erdbeben ein
klein wenig häufiger, im Apogäum etwas seltener sind
als bei einer mittleren Entfernung des Mondes; woraus
man doch eine gewisse, wenn auch, absolut genommen,
ganz geringfügige Nachgiebigkeit der Erdrinde gegenüber
der Mondanziehung folgern kann, denn es werden dadurch
doch Spannungen ausgelöst, die ohne diese kosmische
Kraft noch einige Zeit sich stabil erhalten haben würden.

Ein weiteres Verdienst Sir William Thomsons be-
steht darin, daß er als der erste auf die ablenkende Ein-
wirkung der Erdrotation auf die Fortpflanzung der Flut-
wellen hingewiesen hat. Wir kommen im nächsten Ab-
schnitt ausführlich darauf zurück, wo die Gezeiten der
Nordsee dargelegt werden sollen.

Ungleich wichtiger als diese Ideen Thomsons ist für
die Entwickelung eines Verständnisses von dem Wesen
der Gezeiten die von demselben großen Physiker an-
gegebene Methode der Analyse von Gezeitenbeobachtungen

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Untersuchungen von Sir VV. Thomson.

215

geworden. Die Methode heißt die harmonische Analyse
und ist von Thomson zuerst 1 868 im Report of the British
Association for the advancement of science publiziert, seit-
dem aber von dem oben bereits genannten Physiker
O.H.Darwin weiter ausgebildet und von Borgen (An-
nalen der Hydrographie 1885; auch separat) mit Zu-
grundelegung der Kanaltheorie umgearbeitet worden. An
diesem Orte kann es sich nur darum handeln, das Ver-
fahren ganz im allgemeinen darzulegen, für die (sehr
umständlichen) Einzelheiten mag auf Borgens Abhandlung
verwiesen sein.

Unter einer einfachen harmonischen Bewegung ver-
steht die moderne Physik (nach Thomson und Tait,
Theoret. Physik, § 53 ff.) eine periodische geradlinige Be-
wegung eines Punktes, welcher um eine mittlere Lage
in der Weise oszilliert, daß sein Abstand von dieser Mitte
stets dem Cosinus eines Winkels proportional ist, der im
Verhältnis zur Zeit wächst. Rotiert z. B. ein Punkt auf
einer Kreisbahn um ein Zentrum, so sieht das Auge, wenn
es in der Ebene dieser Bahn, aber außerhalb derselben
in einigem Abstände davon sich befindet, scheinbar den
Punkt sich in gerader Linie hin und zurück bewegen in
der Form einer solchen einfachen harmonischen Bewegung.
Den größten von der Mittellage, sei es nach der positiven,
sei es nach der negativen Richtung, erreichten Abstand
nennt man die Amplitude (a), der ganze einmal zwischen
den beiden extremen Lagen zurückgelegte Weg ist also
die doppelte Amplitude (^«); Periode (T) und Phase der
Bewegung bedürfen nicht erst einer Definition. Epoche (s)
nennt man den vom Beginn der Rechnung bis zu dem
Augenblick verstrichenen Zeitraum, wo der bewegliche
Punkt zum erstenmal die größte Entfernung von seiner
Mittellage nach der als positiv angenommenen Richtung hin
erreicht, oder als Winkelgröße gefaßt denjenigen Winkel,
der während des eben als Epoche begrenzten Zeitraums vom
Radius vector in einem Kreise beschrieben wird. Die Ge-
schwindigkeit, mit welcher der Körper seine Bahn durch-
mißt, ist am größten, wenn er die Mittellage passiert, und
* nimmt ab, je näher den extremen Lagen nach der Formel

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216

Gezeitentheorien.

v = — Y • a • sm '*~ B h

so daß also v abnimmt bei wachsendem Sinus. Daher
sagt man auch, für eine einfache harmonische Bewegung
gelte „das Gesetz der Cosinus und Sinus*. Wenn eine
Reihe von Punkten, die bei der Ruhelage in einer ge-
raden Linie liegen, in gleichen Zeitintervallen nach-
einander eine solche einfache harmonische Bewegung von
bestimmter Periode und Amplitude beginnen, so werden
nach einiger Zeit, wie man leicht einsieht, dieselben in
einer Wellenkurve gelegen erscheinen, welche aus Wellen
von gleicher Periode, Länge und Amplitude besteht. Man
stelle sich nun vor, dieselben Punkte seien darauf gleich-
zeitig noch einer zweiten Wellenbewegung unterworfen,
welche in Periode, Länge, Amplitude und Epoche ver-
schieden sein mag: dann werden die Punkte eine Kurve
liefern, welche nach dem Gesetz der Superposition der
Wellen gestaltet ist. Man kann nun sehr viele und
verschieden hohe Wellen miteinander Interferenzen bilden
lassen: es wird immer eine Kurve entstehen, welche
nach mehr oder weniger langer Zeit die gleichen Formen
periodisch wiederholt. Man kann nun die Gezeitenkurven,
wie sie vom Pegel aufgezeichnet oder aus Pegelablesungen
in kurzen und gleichen Zeitintervallen leicht erhalten werden,
sich als zusammengesetzt aus vielen Einzelwellen von
verschiedener Periode und Amplitude, die in Interferenzen
übereinander liegen, denken. Zunächst also die Haupt-
gruppen der oben (S. 196) gegebenen Formel (3), näm-
lich von hinten angefangen: 1) die halbtägigen Gezeiten
des Mondes und der Sonne; 2) die eintägigen Gezeiten;
3) die halbmonatlichen, die einmonatlichen, die einjährigen
Gezeiten. Man kann nun auch die Einwirkung der hierin
noch nicht enthaltenen Ungleichheiten ebenfalls als Wellen
von entsprechender Periode und Amplitude betrachten.
Was nun die von Thomson angegebene harmonische
Analyse ausfuhrt, ist weiter nichts, als das umgekehrte
Verfahren der efcan dargelegten Synthese: aus der kom-
plizierten Flutkurve den Wert der zahlreichen Einzel- *

i

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Harmonische Analyse. 217

gezeiten abzuleiten; die Argumente der letzteren, als
Cosinus eines von der Zeit abhängigen Winkels aus-
gedrückt, kennt man aus der Theorie, ihre Epoche aber
muß durch Beobachtung bestimmt werden. —

Schon Airy zeigte, daß, wenn die Amplitude der
Schwingungen in der Welle einen namhaften Betrag der
Wassertiefe erlangt, das Gesetz der einfachen Super-
position der Wellen seine Geltung verliere. Die alsdann
eintretenden und von Thomson zuerst erkannten Erschei-
nungen sind ganz denen analog, welche Helmholtz für
Schwingungen der Luft, die nicht mehr unendlich klein
genannt werden können, nachgewiesen hat: wenn Schall-
wellen, von zwei Tönen herrührend, eine und dieselbe
Luftmasse in heftige Erschütterung versetzen, so ent-
stehen Kombinationstöne. Die Schwingungszahlen
dieser letzteren sind dann entweder die Differenzen oder
die Summen der Schwingungszahlen der primären Töne,
und zwar kommen sie sowohl bei „harmonischen" wie
bei „disharmonischen* Intervallen vor. Letzteres ist als
Analogon wichtig, denn der Unterschied der Periode der
Sonnen- und der Mondflut ist so gering, daß in der Welt
der Töne das Verhältnis ihrer Schwingungszahlen sicher
zu den disharmonischen Intervallen gerechnet werden
müßte. Diese bei den Gezeiten auftretenden Kombinations-
wellen nannte Sir W. Thomson Compound tides (früher
auch wohl geschmacklos Helmholtz-compound-tides); mit
Bürgen heißen sie deutsch am besten „zusammen-
gesetzte 44 Gezeiten. Sie besitzen vielfach die gleiche
Periode wie einige kosmische Gezeiten; andere, soweit
sie Differenzwellen sind, eine längere Periode als die
halbtägigen Gezeiten, während einige Summationswellen
eine kürzere Periode zeigen.

Ein zweites Analogon zu dem Verhalten der Schall-
wellen liefern die von Thomson ebenfalls entdeckten, den
-Obertönen 44 vergleichbaren Gezeiten, die auch nur im
flachen Wasser entstehen und deren Perioden ganze Bruch-
teile der einfachen halbtägigen Sonnen- und Mondfluten
sind. Darwin nannte sie overtides, nach Borgen mögen
sie (nicht ganz wörtlich übersetzt, aber dem Sinne nach

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218

Gezeitentheorien.

•

sehr zutreffend) Nebengezeiten heißen. „Nebengezeiten* 4
und „zusammengesetzte 4 * Gezeiten sind beide, wie man
sieht, nicht kosmischen Ursprungs und örtlich auf flaches
Wasser beschränkt, daher sie unter dem Begriff der „ Seicht-
wassergezeiten tt zusammengefaßt werden. Ihre Effekte
scheinen im ganzen von untergeordneter Bedeutung, doch
hatte beispielsweise in Ramsgate eine Summationsgezeit
von 14tägiger Periode eine Wellenhöhe von 3, eine
Nebengezeit von ^tägiger Periode eine Höhe von 10 cm;
die letztere erlangte in Liverpool sogar 12 cm.

Außer den kosmischen und Seichtwassergezeiten unter-
scheidet man seit L a p 1 a c e noch meteorologische Ge-
zeiten, welche von periodischen meteorologischen Erschei-
nungen abhängen: vom Wind, Barometerstand und Regen -
fall. „Der Wind ist an vielen Orten einer regelmäßigen
täglichen oder jährlichen Periode, sowohl der Richtung
(Land- und Seebrise, Monsune) als auch der Stärke nach
(Nachmittagsmaximum der Festlandsküsten), unterworfen ;
der Barometerstand hat eine tägliche und jährliche Periode,
welche zwar keinen sehr erheblichen, aber doch eben
nachweisbaren Einfluß auf den Wasserstand ausüben kann;
der Regenfall hat meist eine ausgesprochene jährliche
Periode, welche auf die Wasserstände der Flüsse und
daher auch auf die Höhe der in ihren Aestuarien auf-
tretenden Gezeiten einen sehr erheblichen Einfluß hat.
Die Perioden dieser meteorologischen Erscheinungen sind
von dem Laufe der Sonne im Tage und Jahre abhängig,
und es werden daher diejenigen Gezeiten, deren Perioden
ganze Vielfache oder Bruchteile eines mittleren Sonnen-
tages ode? eines tropischen Jahres sind, durch dieselben,
beeinflußt werden. So kann in Flußmündungen eine er-
hebliche jährliche Sonnengezeit auftreten, die, aus kos-
mischen Ursachen betrachtet, zu vernachlässigen wäre;
auch die halbjährlichen kosmischen Sonnengezeiten (Aequi-
noktialfluten) können durch meteorologische Einflüsse ge-
steigert werden. Dasselbe gilt von der eintägigen Sonnen-
gezeit, die als kosmische völlig unbedeutend, durch meteoro-
logische Einflüsse beeinflußt aber von Wichtigkeit werden
kann" (Borgen).

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Seichtwassergezeiten. 219

Eine jährliche meteorologische Gezeit besitzt sehr deutlich
die Ostsee, in Travemünde nach Seibt mit einem Flutwechsel
von 11,4, in Swinemünde von 13,9 cm mit dem Maximum am Ende
der Sommerregen im August; ebenso das Schwarze Meer nach
Brückner eine solche Gezeit von 13,0 cm mit dem Maximum
im April und Mai. nach Beendigung der Schneeschmelze in Süd-
nißland (Meteorol. Zeitschrift 1886, 303). Nach Roberts {Report
Brit. Aas. for 1870, p. 150) ist die Fluthöhe derselben Gezeit in
Liverpool 22 cm und das Maximum Mitte November, wie ja die
Westküste Englands Herbstregen hat. In allen diesen Fällen,
namentlich dem ersten und zweiten, würde die einjährige kos-
mische Gezeit ganz verschwindend klein ausfallen müssen.

Das sind die Grundanschauungen, welche der harmoni-
schen Analyse zukommen; wie man leicht sieht, ist dieses
nur eine Methode der Analyse, welche für die Gleich-
gewichtstheorie sowohl wie für die beiden Wellentheorien
von Laplace und Airy gleich gut Verwendung finden
kann. Thatsächlich legt denn auch die von Darwin ge-
gebene Anleitung die Gleichgewichtstheorie zu Grunde,
diejenige Börgens aber die Kanaltheorie.

7. Ungelöste Probleme.

Trotz dieser Vervollkommnung aller Methoden und
Theorien gibt es doch noch eine Anzahl sehr wichtiger
Probleme, welche noch niemand gelöst hat. Von diesen
ist, sagt Ferrel, das schwierigste die Verzögerung der
Springzeiten im Nordatlantischen Ozean bis zu zwei Tagen
nach der Zeit der größten fluterzeugenden Kraft. Die
Effekte der von Young und Airy für die Reibung auf-
gestellten Formeln liegen offenbar in der zutreffenden
Richtung, aber sie geben doch keinen Anhalt, die auf-
fallende Größe dieser Verzögerung zu erklären, außer
wenn man die Reibuugskonstante ganz unvernünftig groß
ansetzen wollte, noch dazu allein im Nordatlantischen
Ozean. Die Whewellsche Theorie von der Abkunft der
Gezeiten welle aus der Südsee mußte ganz verworfen
werden. Diese in Rede stehende Verspätung fehlt nun
wieder den schwachen Gezeiten des Mittelmeers (besonders
den adriatischen) ganz, ja in Toulon tritt die Springflut
4 3 /4 Stunden vor den Syzygien auf. Woher hier die

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220

Gezeitentheorien.

Abweichung von der Theorie nach der andern Seite?
Noch rätselhafter ist die örtlich so überraschend ver-
schiedene Verspätung der täglichen Ungleichheit. Die
Wellentheorie weist nun zwar in der Reibung eine Ur-
sache nach, welche für die halbtägige Gezeit eine andere
Verzögerung bewirkt als für die eintägige, da beide in
wesentlich verschiedener Weise von der Wassertiefe ab-
hängen. Aber warum verschwindet diese Einwirkung der
Reibung bei den adriatischen Fluten? Auch ist so noch
gar nicht erklärt, warum man zur Berechnung dieser täg-
lichen Ungleichheit nicht diejenige Deklination des Mondes
anwenden darf, welche zur Zeit des Hoch- oder Niedrig-
wassers stattfindet, sondern eine von Ort zu Ort ver-
schieden frühere: in Liverpool die 6 Tage, Plymouth 4,
London o 1 /*, Leith 12, Wilhelmshaven wieder 0, in Kux-
haven 7 Tage vor dem Hochwasser geltende; denn um diesen
Zeitraum tritt das Maximum der täglichen Ungleichheit
nach der größten Deklination des Mondes ein.

Von der halbmonatlichen Ungleichheit und ihrem ver-
schiedenen Verhalten an den beiden Ufern des Nord-
atlantischen Ozeans war schon oben die Rede; auch dies
ist ein unerklärtes Problem. Ebenso die merkwürdige
geographische Verbreitung einer starken täglichen Un-
gleichheit, die in dem Mexikanischen Golf uns schon oben
beschäftigte, die aber in ähnlicher Weise auch im Nord-
pazifischen Ozean (San Diego in Kalifornien, Nikolajefsk
an der Amurmündung, Guam-Inseln (Ladronen) und in
Finschhafen auf Neu-Guinea, dann im Australasiatischen
Mittelmeer in Singapur, Saigon, Canton auftritt, und endlich
in den Gewässern der Philippinen (Manila), der sogenannte
Chinasee (Paracel-Inseln) und im Golf von Tongkin (Packhoi)
in die altberühmten „ Eintagsfluten u ausartet. Ganz isoliert
kommen solche vor im King-George-Sund Südwestaustraliens.

Diese Ein tags fluten der Chinasee hat kurzlich Kapt. z. S.
Paul Ho ff mann in seiner klaren Weise dargestellt (Annal. der
Hydrogr. 1882, S. 61 ff.), und zwar scheint er geneigt, sie im
wesentlichen durch Interferenz mit einer stehenden Schwankung
von 12 Stunden 24 Minuten Halbperiode zu erklären. Er findet
im Nordpazifischen Ozean nach der Merianschen Formel für den
Streifen in 85° N. Br. p = 4500 m gesetzt, l zu 5064 Seemeilen

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Ungelöste Probleme

221

oder 102,7 Längengraden, was dem Abstand von Küste zu Küste
in dieser nordpazißschen Breite in der That sehr nahe kommt.
Aber eine ähnliche Erklärung für die noch stärkere tägliche Un-
gleichheit in der Chinasee versagt doch, noch mehr für die Er-
scheinungen im König-Georgs-Sund. Das nördliche tiefere Becken
der Chinasee hat seine größten Diagonalen in NW-SO- und S\V-
A'Ö-Richtung, welche 1700 bezw. 1800 km betragen, die hierfür
und für t = 44 640 8 aus der Merianschen Formel sich ergebenden
Wassertiefen sind bezw. 147 und 166 m, was bei weitem zu wenig
ist; soweit die spärlichen Lotungen eine Schätzung zulassen, müßte
p jedenfalls über 1000, wenn nicht 2000 m erhalten. Günstiger
ist es für die erwähnte Hypothese, wenn wir eine Diagonale durch
die ^anze Längsachse der Uhinasee von Singapur bis zur Formosa-
straße der Rechnung zu Grunde legen. Bei l = 2820 km wird
nämlich p = 645 m, was der wahrscheinlichen Mitteltiefe der
Strecke schon viel näher kommt. Aber alsdann bleibt unerklärt,
warum gerade der Golf von Tongkin und die Philippinensee,
die doch seitlich von dem Hauptbecken der Chinasee geradezu
abgegliedert sind und nahe der mutmaßlichen Knotenlinie einer
in dieser sich vollziehenden Schwankung liegen, die eintägige
Welle stärker entwickelt sein soll als an den beiden Enden des
schwankenden Wasserbeckens. Die Eintagsiluten im König-Georgs-
Snnd stehen ganz isoliert an der südaustralischen Küste, und hier
sind die Schwierigkeiten, eine Gegenküste für eine eintägige
Schwankung zu finden, noch größer.

Nicht minder rätselhaft ist die Veränderlichkeit des
Verhältnisses der Sonnen- zur Mondflut von Ort zu Ort,
wobei es nur sehr selten dem theoretischen Werthe 1 : 2,285
nahe kommt, wie in San Diego (Kalifornien). Bei Fort
Clinch (Florida, 30,7° N. Br., 81,5° W. Lg.) stellt es sich
wie 1:6, dagegen wieder bei Cat, Island im Golf von
Mexiko wie 6:11.

Noch immer ist es ein ungelöstes Problem, ganz auf
theoretischem Wege, ohne an Beobachtungen anzuknüpfen,
die Fluterscheinungen ftlr einen gegebenen Ort in zu-
treffender Weise vorauszuberechnen, und wollte die Pariser
Akademie die im Jahre 1738 gestellte Preisaufgabe: „für
einen seiner horizontalen und vertikalen Konfiguration nach
bekannten Ozean die Hafenzeit für einen beliebig ge-
gebenen Ktistenpunkt zu berechnen 44 von neuem aus-
schreiben, die Aufgabe würde auch heute, nach 150 Jahren,
noch ungelöst bleiben. Sehr richtig sagt darum Ferrel:
Der gegenwärtige Zustand der Gezeitentheorie ist ganz
demjenigen der Astronomie vor 2000 Jahren zu ver-

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Gezeitentheorien.

gleichen, wo es notwendig war, jede Ungleichheit in den
Bewegungen der Sonne, des Mondes und der Planeten
durch Beobachtung zu bestimmen. Heute ist die Theorie
der Bewegungen dieser Himmelskörper so genau bekannt,
da Iii man nur wenige Elemente zu beobachten braucht,
um alsdann ihre Bahn beliebig weit voraus zu berechnen.
Von ähnlichen Leistungen wird die Geschichte der Ge-
zeitentheorie vielleicht niemals berichten können, denn die
Erscheinung ist von zu viel rein terrestrischen oder, wenn
man will, geographischen Verhältnissen, welche sich nicht
in Formeln zwingen lassen, abhängig.

Die Vorausbercchnung des Hochwassers ist zwar eine
Aufgabe der praktischen Nautik, sei aber an dieser Stelle doch
noch in Kürze auseinandergesetzt, zumal die oben S. 157 gegebene
Regel erheblicher Modifikation bedarf.

So zunächst schon der Begriff der Hafenzeit selbst. Die
von Zöppritz a. a. 0. gegebene Definition bedeutet die sogen,
„ordinäre Hafenzeit*. Wenn Praktiker von „Hafenzeit" schlecht-
hin sprechen, so ist meist auch nicht einmal diese gemeint, son-
dern die Hochwasserstunde am Tage vor Neu- oder Vollmond
nachmittags. Im allgemeinen haftet also wegen dieser Ver-
wirrung der „Hafenzeit 4 * eine Unsicherheit an von 25 Minuten,
der Differenz der Uhrzeit von zwei aufeinanderfolgenden Mond-
kulminationen. — In einigen Gezeitentafeln, z. B. den amerikani-
schen, wird darum die von Wh e well so genannte „verbesserte
Hafenzeit" geführt, entsprechend dem arithmetischen Mittel aas
sämtlichen während einer halben Lunation beobachteten Zeit-
intervallen zwischen den einzelnen Mondkulminationen und Hoch-
wasserstunden. Diese „verbesserte' 4 Hafenzeit ist durchweg kleiner
als die „ ordinäre 44 , und zwar um eine Größe, welche vom sogen.
„Alter der Flut 44 abhängt, also demjenigen Zeitraum, welcher
zwischen dem theoretischen Ursprung der Flut und ihrem wirk-
lichen Eintritt verflossen, was wir oben auch schon mehrfach als
„Verspätung der Springzeiten 44 bezeichneten.

Um nun die Hochwasserstunde für einen beliebigen Tag zu
berechnen, muß man außer der (ordinären) Hafenzeit auch die
halbmonatliche Ungleichheit in Zeit kennen, deren Auswertung
zuerst Bernouilli lehrte (vgl. seine Anleitung bei Weyer, Nau-
tische Astronomie. Kiel 1871, S. 170 ff.), und welche als eine
Korrektion algebraisch zur Hafenzeit addiert werden muß, um
für den betreffenden Tag das „Mondtlutinfervall" zu erhalten;
letzteres zu der letzten Kulminationszeit des Mondes, die den
Ephemeriden zu entnehmen ist, zugefügt, gibt die gesuchte Hoch-
wasserstunde (vgl. dafür die Tabellen bei Weyer a. a. O., in den
Handbüchern der Navigation, auch im ..Segelhandbuch für die

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Vorausberechnung des Hochwassers.

223

Nordsee 11 , herausgegeben vom Hydrographischen Amt der Admi-
ralität).

Die so gefundene Hochwasserstunde ist aber auch nur an-
genähert zutreffend ; in den flacheren, buchten- oder inselreicheren
Meeren bewirkt der Windstau indes solche Abweichungen, daß
diese erste Annäherung dem Praktiker meist genügt. Darum
wird auch der täglichen Ungleichheit in Zeit nicht Rechnung
getragen, obwohl durch dieselbe der gesuchte Hochwassereintritt
bis zu + 15 Minuten verschoben werden kann.

Dagegen ist es für den Praktiker wichtig, die zur betreffen-
den Hochwasserstunde vorhandene Wasser tiefe etwa vor dem
anzulaufenden Hafen, wenigstens angenähert, zu kennen. Zu dem
Zwecke enthalten die Gezeitentafeln oder die Segelhandbücher
Tabellen , welche die Flutgröße bei Spring- und tauber Flut für
die wichtigeren Häfen der Welt angeben. Nun beziehen sich die
Tiefenangaben der Seekarten fast ausnahmslos anf das Niveau
des Niedrigwassers der Springzeit 1 ). Für die Springzeit
ist also die Fahrwassertiefe leicht zu finden: bei Niedrigwasser
ist sie die Tiefe, wie die Seekarte sie angibt, p Meter; bei Hochwasser
aber gleich der zu dieser Tiefe p hinzugefügten, der Tabelle zu
entnehmenden Flutgröße, also = p -f- s. Für taube Flut aber liegt
das Niveau des Niedrigwassers schon über dem Nullpunkt, von
dem die Seekarte rechnet, und zwar um einen Betrag, der, wenn
der Flutwechsel bei tauber Flut = t gesetzt wird, sich, wie eine

einfache Ueberlegung zeigt, zu — (s — f) ergibt. Die Hochwasser-
tiefe ist alsdann bei tauber Flut = p + *+ \ (ß — 0- Ina allge-
meinen rechnet der Praktiker, daß der Flutwechsel bei tauber
Flut die Hälfte desjenigen bei Springflut ausmacht.

Die Bestimmung der Fahrwassertiefe für einen zwischen
Spring- und tauber Gezeit liegenden Tag ist durch Interpolation
leicht ausführbar, indem man, für alle praktischen Zwecke genau
genug, die Aenderung zwischen höchstem und niedrigstem Flut-
wechsel als eine stetige annimmt.

Bei solchen Wasserstandsberechnungen ist namentlich für
die meisten außereuropäischen Küstenstriche die tägliche Un-
gleichheit nicht mehr zu vernachlässigen; es handelt sich für den
Schiffsführer oft darum, von zwei aufeinanderfolgenden Hoch-
wassern das höhere auszuwählen, und diese Korrektion des Flut-
wechsels kann z. B. selbst für Kuxhaven auf 21 cm ansteigen.
Für die westeuropäischen Häfen formuliert das „Segelhandbuch

*) Eine Thatsache, die vielleicht im Binnenlande zu wenig
bekannt ist. Es liegt darum auch zwischen dem Nullpunkte der
Landesvermessung und der Meeresoberfläche der Tiefenangaben
auf der Seekarte ein Betrag, der namentlich an buchtenreichen
Küsten von Ort zu Ort sehr wechseln kann (s. Ravensteins Karte
in Proceed. R. Geogr. Soc. 1886, Januar).

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224

Gezeitenströme.

für die Nordsee" die einfachen Regeln: 1) das höhere Hochwasser

ist dasjenige, welches der bezw. Kulmination unmittelbar

J e 1 unteren

folgt oder kurz vorangeht, wenn die Deklination des Mondes bezw.

nördlich . , rt> . höhere ¥T . „ _ „ , höhere

t ist: und 2) das r-r—r Hochwasser lulgt auf das — — —

südlich kleinere ° tiefere

Niedrigwasser. Hierbei wird dann die oben besprochene, lokal so
verschiedene Verspätung dieses Effekts der Deklination fühlbar.

Zur Vorausberechnung der Gezeiten benutzt man in England
neuerdinge Maschinen, deren Prinzip Sir W. Thomson und
E. Roberts angegeben haben und welche graphisch die in die
Gezeitentafel aufzunehmenden Zahlen darstellen. Auch zur Ana-
lyse der Flutkurven hat der erstgenannte eine Maschine erfunden,
welche die zeitraubenden Rechnungen abkürzt (vgl. Thomson
und Tait, Natural Philosoph«, 2. ed.,I, 479, 505; Procecd. R.Soc.*
vol. 27, 1878, 371; Nature XX, 1879, p. 159. 281).

»

IV. Die Gezeitenströmungen, besonders im Britischen Kanal

und in der Kordsee.

Wenn wir mit Airy die Gezeiten als eine Wellen-
bewegung auffassen, so müssen dieselben eine Reihe von
Erscheinungen zeigen, wie wir sie oben S. 8(3 für Wellen
auf flachem Wasser beschrieben haben. Das bestätigt
auch die Beobachtimg. So die Einwirkung der abneh-
menden Wassertiefe auf die Lage der Wellenkämme zur
Küste, was, auf die Flutwelle übertragen, bedeutet, daU
diese mit ihrem Kamm in ganzer Breite auf die Küste
auflaufen wird, eine Eigentümlichkeit, aus welcher einst
Dove und Fitzroy schließen wollten, daß die Gezeiten
„stehende Wellen" seien; ferner, dato die Wellen perio de
bei jeder Aenderung der Konfiguration des Beckens immer
unverändert bleiben muß; drittens, daß die Geschwin-
digkeit und Wellenlänge sich entsprechend der La-
grangeschen Formel verringert, während viertens die
Wellenhöhe sich vergrößert, und zwar nach Airy an-
genähert im umgekehrten Verhältnis zur vierten Wurzel
aus der Wassertiefe und zur Quadratwurzel aus der
Breite der Wasserfläche (s. oben S. 89). Aber auch
die jeder Welle eigene Orbitalbewegung der Wasserteil-
chen muß sich zeigen, und zwar bei der großen Länge
der Welle als Strom fühlbar werden. In der That ist

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Terminologie

225

dies die Erklärung der Gezeitenströme, welche seit jeher
für die Schiffahrt von großer Bedeutung gewesen sind,
zumal in den westeuropäischen Gewässern.

Beistehende Figur möge die Bahn eines Oberflächen-
teilchens unter Einwirkung einer durch tiefes Wasser sich

Fig. 32.

12 K 24~

6 w

bewegenden Flutwelle vorstellen. Letztere hat eine Periode
von 12 h 24 m , und für die Bewegungen des Teilchens
wollen wir uns folgender Terminologie bedienen.

Die Welle bewege sich nach rechts. Bei Beginn der
Bewegung sei Hochwasser, dann wird Mittelwasser
(franz. mi-mar6e) um 3 h 0 m passiert, um 6 h 12 m ist Niedrig-
wasser, um 9 h 18 m wieder Mittelwasser, und
1 2 h 24 m wieder Hochwasser. Von 0 h bis 6 h 12 m bewegt
sich das Teilchen aus seiner höchsten Lage in die tiefste :
diesen Abschnitt seiner vertikalen Bewegung nennen
wir „Fallend wasser" (perdant, engl, fall); von 6 h 12 m
bis 12 h 24 m erhebt sich das Teilchen von seiner tiefsten
bis zur höchsten Lage, und dieser Abschnitt heiße „Stei-
gendwasser" {gagnant, engl. rise). Vertikale Bewe-
gungen werden als Strom nicht gefühlt, immer nur die
horizontalen: und zwar heißt die mit der Fortpflanzungs-
richtung der Welle gehende horizontale Verschiebung des
Wellenkammes die „Flut" oder der „Flutstrom" iflot),
der wie die Zeichnung ergibt, so lange herrscht, als das
Teilchen eine Lage über Mittelwasser besitzt, also von
3,1 Stunden vor Hochwasser bis 3,1 Stunden nach dem-
selben. Dagegen ist „Ebbe" oder „Ebbestrom" (Jusant),

Krümmel, Ozeanographie II. 15

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226

Gezeitenströme.

solange die Bahn des Teilchens unter Mittelwasser liegt;
also von 3 h 6 m bis 9 h 12 m , d. h. von 3,1 Stunden vor
Niedrigwasser bis 3,1 Stunden nach diesem. Der Ebbe-
strom ist der Fortpflanzungsrichtung der Welle stets ent-
gegen gerichtet. Wie man sieht, ändert der Strom seine
Richtung, tritt „Stromwechsel" oder „Umsetzen" des
Stroms ein, oder „kentert" der Strom, oder ist Still-
wasser (franz. les äales de flot ou de jusnnt , engl, slack
water), jedesmal in dem Moment, wo das Teilchen das
Mittelwasser passiert.

Befindet man sich aber am Meeresstrande, so wird
man ganz abweichend von den Angaben dieser Figur
stets wahrnehmen, daß das Kentern des Stroms nicht
3,1 Stunden nach dem Hoch- oder Niedrigwasser erfolgt,
sondern mit diesen Phasen zusammenfallt. Gerade wo
das Wasser am höchsten „aufgelaufen 1 * ist, hört jeder
Strom auf, ist „Stauwasser"; dann beginnt mit fallen-
dem Wasser die „Ebbe", sie entführt das Wasser see-
wärts und fährt damit fort, bis Niedrigwasser erreicht ist T
wo dann der Strom abermals kentert und als „Flut" sich
auf das Land zu bewegt. Hier scheinen also Theorie und
Thatsachen im Widerspruch.

Aber es wäre doch übereilt, darum dem Gezeiten-
phänomen seine Natur als Wellenbewegung abzusprechen.
Es sind nur diese Thatsachen nicht solche, daß man sie
zur Prüfung der Theorie anwenden darf. Das Kentern
des Stroms tritt keineswegs überall bei Hoch- oder
Niedrig wasser ein.

Schon in der Elbemündung bei Kuxhaven tritt Strom-
wechsel l b 30 m nach Niedrigwasser und l h 25 m nach
Hochwasser ein (Lentz S. 3b): dort läuft also noch bei
Fallendwasser anderthalb Stunden lang ein Flut ström
die Elbe hinauf, und fast ebenso lange bei Steigend-
wasser ein Ebbestrom die Elbe hinab. Ebenso kann, wer
sich mitten auf die berühmte Themsebrücke in London
(London Bridge) stellt, beobachten, daß unter der Mitte
der Brücke die Flut noch immer stromaufwärts läuft,
auch nachdem das Wasser schon 2 engl. Fuß gefallen
ist. Und in der Mündung der Themse bei Mouse-

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Anwendung der Wellentheorie.

227

Leuchtschiff kentert der Strom 2 Stunden nach Hoch-
und Niedrigwasser. Seit lange ist es den Seefahrern ge-
läufig, daß in der Mitte des englischen Kanals der Strom
noch nahezu 3 Stunden nach Hochwasser kanalaufwärts,
d. h. nach Dover hin läuft und noch 3 Stunden nach
Niedrigwasser kanalabwärts : hier also genau nach der
Theorie. Ebenso zeigt ein Blick in irgend eine der britischen
Küstenbeschreibungen (Pilots genannt) eine Menge ähn-
licher Beispiele, so auch schon das deutsche „Segelhand-
buch für die Nordsee* (nach dem North Sea Pilot), daß in
der Pentland-Föhrde zwischen Stroma und Swona der Strom
genau 3 Stunden nach Hoch- und Niedrigwasser kentert.

Am meisten einleuchten dürfte folgendes Beispiel,
welches Comoy (Hartes fluviales, S. 382) bringt. Am
1. und 23. März 1877 wurden in Port-en-Bessin (Calvados)
sowohl am Hafendamm wie an zwei Punkten in See
gleichzeitig Strombeobachtungen angestellt, welche er-
gaben, daß der Flutstrom kenterte:

1. März (Springflut) 23. März (taube Flut)

im Hafen . . . 10 h 7m a. m. im Hafen . . . 2k45 m p. m.
in 400 m Abstand 11 15 a.m. in 300 m Abstand 3 30 p.m.
in 1000 m 11 50 a. m. in 1000 m „ 4 50 p. m.

Ebenso war es mit dem Ebbestrom am 23. März,
der im Hafen um 9 h 5 m abends , in 200 m Abstand vom
Hafendamm um 10 h 5 m , und in 1500 m Abstand um
10 h 45 m kenterte: also je weiter ins tiefe Wasser hinaus
man kam, desto später kenterte der Strom; im Hafen
selbst erfolgte dieses genau gleichzeitig mit Hochwasser,
bezw. im letzten Fall mit Niedrigwasser.

Wenn also am Badestrand in Sylt oder über den
Watten der friesischen Küste das Kentern des Stroms
gerade mit Hoch- oder Niedrigwasser zusammenfällt, so
muß letzteres auf irgend einer Störung der normalen
Wellenbewegung beruhen.

In der That bezieht sich unsere schematische Zeich-
nung auf solche Wellen, die bei gleichmäßiger, wenn auch
geringer Wassertiefe über eine sonst unbegrenzte Wasser-
fläche dahinlaufen, welche also in ihrer Bewegung und

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228

Gezeitenströme

Fortpflanzung keine Hindernisse finden. Sobald aber
Hindernisse auftreten, namentlich durch Verringerung der
Wassertiefe, so werden die Orbitalbahnen andere werden
müssen, da ja die äußere Gestalt der Welle sich ändert
und das letztere natürlich nur die Folge einer veränderten
Art der Orbitalbewegung ist. „ Diese Modifikationen, fc
sagt Borgen (Anna! der Hydrogr. 1880, 6) „ bestehen
darin, daß die vorher symmetrische Welle (symmetrisch
mit Bezug auf eine durch ihren höchsten Punkt gedachte
Vertikale) nun unsymmetrisch, nämlich an der voran-
schreitenden oder vorderen Seite steiler, auf der hinteren
flacher wird. Die Folge ist, daß bei ungeänderter Periode
das Steigen des Wassers kürzere Zeit, das Fallen längere
Zeit in Anspruch nimmt als in der ungestörten Welle,
wo beides gleich lange dauert. Gleichzeitig wird die
Welle höher und nimmt mit der Steigerung der Hinder-
nisse an Höhe immer mehr zu. Endlich, was für uns das
Wichtigste ist, verschiebt sich die Zeit, wo die Wasser-
teilchen ihre Bewegung umkehren, die Zeit des Strom-
wechsels, mit steigenden Hindernissen immer näher nach
Hoch- und Niedrigwasser, so daß das Zeitintervall zwi-
schen Hochwasser und dem nachfolgenden Stromwechsel
immer kleiner wird und in gewissen Fällen gleich NuU
werden kann. Letzteres, das Zusammentreffen von Hoch-
wasser und Strom Wechsel, tritt dann ein, wenn die Welle
auf eine feste Schranke trifft. a Letzteres geschieht ja
nun an allen Küsten, und so erklärt sich die weit ver-
breitete, aber unrichtige Ansicht, daß Hochwasser und
Stillwasser immer zusammentreffen, und Fallendwasser
und Ebbe, Steigendwasser und Flut identische Begriffe
seien. Daher auch die an der Elb- und Themsemündung
nicht selten zu hörende Bemerkung, daß in der Mitte
des Stromes Hochwasser viel später stattfinde als
am Ufer.

Die Aenderung in der Orbitalbewegung bei abnehmender
Wassertiefe läßt sich vielleicht in folge nder Weise graphisch ver-
deutlichen. Die Verschiebungen der Wasserfäden über den Boden
hin sind sehr beträchtliche: bei einem Knoten stündlicher Ge-
schwindigkeit werden in 6,2 Stunden 11,3 km zurückgelegt, und
nach der Theorie der Wellenbewegung in flachem Wasser hat

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Anwendung der Wellentheorie.

229

diese horizontale Verschiebung der Wasserfäden von der Ober-
fläche bis zum Boden hin ziemlich den gleichen Betrag. Wenn
nun in der Richtung auf das Land zu die Tiefe abnimmt, wird
das horizontal auf dieses hinflutende Wasservolum ein stetig
kleiner werdendes Durchflußprofil vorfinden, was zur Folge hat,
daß die große Achse der elliptischen Bahn nicht mehr wie im
Wasser von gleichbleibender Tiefe horizontal liegt, sondern sich
in der Richtung Cuf das flachere Wasser zu erhebt. Die Figur
übertreibt diese Wirkung (die Ellipse würde aber in Wirklichkeit

noch größere Exzentrizität haben, da der kleinen Achse derselben
etwa 2— 3 m, der großen aber 11-12000 m zukommen), zeigt
aber deutlich, wie nun nicht mehr das Kentern des Stromes in
a und a', den beiden Enden der großen Achse der Ellipse erfolgt,
auch nicht der höchste Wasserstand am oberen, der niedrigste
am unteren Ende der kleinen Achse, in b und b% stattfindet,
sondern in den Punkten H und N der Bahn. Flutstrom aber
läuft, solange das Teilchen von a über b und H nach a 1 geht,
und Ebbestrom, solange es von a' über b' und N nach a zurück-
kehrt. Je steiler die große Achse sich aufrichtet, desto näher
kommt H an a* und N an a zu liegen. Mittelwasser wird dann
immer vom Strom in voller Stärke passiert.

Die Theorie gestattet übrigens für eine gegebene
Wassertiefe und Flutgrötee (-Wellenhöhe) die zu erwar-
tende Maximalgeschwindigkeit der horizontalen Verschie-
bung der Wasserteilchen, d. h. also des Stromes, zu be-
rechnen. Borgen führte dies (Annal. der Hydrogr. 1 880,
S. 9) aus und fand für Tiefen von 30 m und einen Flut-
wechsel von 3 m den Strom zu 1,7 Knoten, bei einem
Flutwechsel von 4,5 bis 6 m aber im Maximum 3,4 Knoten.
Für die doppelte Wassertiefe von 60 m sind bei sonst
gleichem Flutwechsel die berechneten Stromstärken 1,2

Fig. 33.

i

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230

Gezeitenstrome.

bis 2,4 Seemeilen in der Stunde. Nun schwanken in der
Mitte des englischen Kanals die Tiefen zwischen 30 und
60 m, und in der That hat man die Stärke der Gezeiten -
ströme innerhalb der nach der Theorie berechneten Grenzen
gefunden. An einzelnen Punkten, z. B. in der Bucht von
St. Malo, werden zwar erheblich größere Stromstärken
beobachtet, aber daselbst steigt auch der Flutwechsel auf
10 bis 12 m, für welchen Wert genommen (bei 30 m
Wassertiefe wie vorher) die stündliche Stromgeschwindig-
zu 5,1 bis 6,7 Seemeilen sich ergibt, was ebenfalls den
Beobachtungen sehr genau entspricht. — Die aus der
Wellentheorie für den offenen Ozean sich ergebende Strö-
mung berechnet Borgen, bei einer Wassertiefe von 5000 m
und einem Flutwechsel von 1,3 m, zu 65 m in einer
Stunde: also eine praktisch ganz unmerkliche Strömung,
welche ein Wasserteilchen während der halben Flutperiode
(in 6,2 Stunden) im ganzen nur um 400 m verschieben
kann, daher denn auch die Meeresströmungen durch diese
Form der Gezeitenbewegung in keiner fühlbaren Weise
beeinflußt werden können.

Die Abhängigkeit der mittleren Stärke der Gezeitenströnie
von der Fortpflanzungsgeschwindigkeit der Welle und der ge-
gebenen Wa89ertiefe ist von Comoy (jßtude pratique mr les mare'es
fiuviales, Paris 1881, S. 95) in folgender, ganz elementarer Weise
abgeleitet worden. Wenn p die Wassertiefe, c die Geschwindig-
keit der Welle, v diejenige des Gezeitenstroms und 2h die ganze
Wellenhöhe (die Flutgröüe) bezeichnet, so wird in einer kleinen
Zeit t der Flutstrom ein Wasservolum verschieben, welches Q = vpt
anzusetzen ist. Konstruieren wir uns nun, nach Laplaces Vorgang
als Symbol einer Flutkurve, eine vollkommen symmetrisch ge-
staltete Sinuskurve, wie beistehende Figur sie zeigt, so bedeutet

Fig. si.

Ff F' f'

die aasgezogene Linie die Lage der Welle vor Beginn des Zeit-
raumes f, die punktierte Kurve die Lage derselben am Ende dieser

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Berechnung der Stromstärke.

231

m

Zeit. Da, wie die Wellentheorie zeigt, die Wasserteilchen sieb
während der Lage unter dem Mittelwasser (im Wellenthal) der
fortschreitenden Richtung der Welle entgegen, im Wellenkamm
aber mit dieser fortbewegen, ist es nötig, daß während der Zeit t
ein Quantum Wasser vom Querschnitt MM'LN nach links, ein
gleiches Quantum mm' FL' sich nach rechts verpflanzt. Das Ken-
tern des Stromes erfolgt bei Mittelwasser. Das obige Quantum Q
ist auf der Figur also repräsentiert durch die Fläche mm' FL'
= L'fqq' u. s. w. Diese Fläche ist aber sehr nahe gleich der-
jenigen des Vierecks FKkf. Denn die große Fläche FKq' ist ein-
mal zusammengesetzt aus dem Viereck FKfk und dem sinusoi-
dalen Halbsegment fkq' und zweitens aus der Fläche L'fqq' und
dem Halbsegment FKq, wozu hier noch das kleine Dreieck FL'f
kommt. Also:

FKfk + fkq' = FKq + FL'f + L'fqq'.

Da die sinusoidalen Halbsegmente fkq' und FKq gleich sind und
das kleine Dreieck FL'f vernachlässigt werden kann, finden wir,
wie oben behauptet, das Viereck FKfk nahe gleich der Fläche
L'fqq', In diesem Viereck ist die Seite Kk gleich derjenigen
Strecke, um welche die Welle in der Zeit t fortgeschritten ist,
also et, während die Seite FK gleich der halben Wellenhöhe ist
also = h. Die ganze Fläche wird danach = cth. Nun fanden
wir schon das Quantum Q oben = vtp. Aus cth = vtp ergibt
sich das Verhältnis

v_ m h
e V 1

d. h. die Stärke des Gezeitenstroms verhält sich zur Geschwindig-
keit der Flutwelle wie die halbe Fluthöhe zur Wassertiefe: ein
Resultat, welches genau mit Hagens Formel XXV (oben S. 23)
übereinstimmt. Man kann nun c, mit Hilfe der Lagrangeschen
Formel durch p ausgedrückt, hier einsetzen , da es sich um sehr
lange Wellen bei geringer Wassertiefe handelt, und erhält alsdann

i_

\ / 2g *
v = Ä 1/ — oder 3,13 h .p Meter in der Sekunde,

P

oder, da gewöhnlich die Starke des Stroms in Seemeilen pro
Stunde ausgedrückt wird:

j_

v = 6,08 h . p 2 Seemeilen in der Stunde,

wo h und p in Metern gegeben sein müssen. Nehmen wir also
wieder, wie oben für den Kanal, p = 30, h = 1,5 in, so ergibt
sich v zu 1,66 Seemeilen in der Stunde, was dem oben von Borgen
berechneten Wert genau entspricht. Für den offenen Ozean, wo
p = 5000, h = 0,65, wie oben, anzunehmen, würde v = 0,029 m
pro Sekunde werden, was einen in der Stunde zurückgelegten
Weg von 103,6 m ergibt, während Borgen nach der vollkommene-
ren Formel diesen Weg zu nur 65 m berechnete. Die Comoysche

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232

Gezeitenstrüme.

Formel ist darum nur für geringe Wassertiefen verwendbar, aber
empfiehlt sich für diese durch ihre große Einfachheit.

Nun wird es möglich sein, auf Grund der Wellen-
theorie, nach Airy und Börgen, jene auffallenden Strora-
vorgänge im britischen Kanal zu erklären, von denen
schon oben die Rede war.

Der britische Kanal wird durch die Halbinsel Cotentin
von Süden und die Portland-Bill von Norden her so ein-
geengt, daß die Schiffer danach zwei Teile in ihm unter-
scheiden, den „unteren* oder westlichen, und den T oberen*
oder östlichen, nach Dover hinaufführenden. Der letztere
hat im allgemeinen die Form eines Trichters, die nur
durch die Bucht der Seinemündung ein wenig gestört
wird. Die engste und flachste Stelle liegt bei Dover, und
von hier nach Nordosten öffnet sich ein ebenfalls ziem-
lich ausgeprägter Trichter zur Nordsee hin zwischen der
niederländischen und ostenglischen Küste.

Nun tritt, wie Beechey zuerst beschrieben hat (Phil.
Trans. 1851, 703), auf der 360 Seemeilen oder 670 km
langen Strecke, zwischen einer Linie, welche im Westen
Portland-Bill und Kap La Hague einerseits, und einer an-
deren Linie, die im Osten Cromer und Texel andrerseits

Ebbestrom gleichzeitig ein, und zwar zur Zeit des Hoch-
wassers bei Dover, und ebenso das Kentern des Ebbe-
stroms überall gleichzeitig zur Zeit des Niedrigwassers
bei Dover. Während der Dauer des Flutsti ronis strömt
das Wasser sowohl im oberen Kanal, wie in der Nord-
see nach Dover hin, während des Ebbestroms aber flielit
das Wasser beiderseits von Dover hinweg. In der Mitte
der Straße von Dover, wo die beiden „Kanalströmungen",
wie Beechey sie nannte, sich begegnen, kommt es nun
noch zu einigen Komplikationen. Der Strom wechselt
nämlich hier, obwohl er zuerst der einen, dann der an-
deren Kanalströmung gehorcht, nicht gleichzeitig mit
diesen seine Richtung, sondern er läuft noch, wenn bei
Hoch- oder Niedrigwasser am Ufer die Kanalströmungen
schon aufgehört haben, eine Zeitlang weiter nach Osten,
beziehungsweise Westen, so daß die Straße von Dover

verbindet, allerorten der Ueber;

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-

Strömungen im englischen Kanal.

233

zu keiner Zeit in ihrer

Breite Stillwasser hat.

Deshalb nannte Beechey diesen Strom den Zwischen-
strom (intermediate stream). Auch die Linie, auf welcher
sich die Kanalströmungen begegnen, ist nicht stationär,
sondern verschiebt sich langsam von Westen nach Osten
(was in den Gezeitentafeln der Kaiserlichen Admiralität
durch verschiedene Karten dargestellt wird), und zwar an
der englischen Seite zwischen Beachy Head und North
Foreland, an der französischen zwischen St. Valerie
(zwischen Fecamp und Dieppe) und Nieuport (östlich von
Dünkirchen). Bei Dover-Hochwasser Legt sie in der west-
lichen Position und ist dann eine Scheide für die Trennung
und Divergenz der Ströme; bei Dover-Niedrigwasser aber
liegt sie in der östlichen Position und ist dann eine Linie
der Begegnung oder Konvergenz der Ströme. Die Scheide-
linien sind so scharf ausgeprägt, daß zwei Schiffe, bei
einer Seemeile Abstand voneinander verankert, den ent-
gegengesetzten Strömungen gehorchen, also auf diametral
entgegengesetzten Kursen liegen können.

Auch die äußeren Grenzen dieser Kanalströmungen
verschieben sich gleichzeitig und zwar merkwürdigerweise
so, daß sie im Kanal allmählich von Westen nach Osten,
in der Nordsee von Norden nach Süden vorrücken und
sowohl bei Hochwasser und Niedrigwasser bei Dover ihren
Ort plötzlich um mehr als 60 Seemeilen nach Westen,
beziehungsweise nach Norden zurückschnellen, um dann
die frühere Bewegung auf Dover hin bis zum nächsten
Maximum oder Minimum der FlutgröLie wieder aufzunehmen.
An diesen äußeren Grenzen, also auf der Strecke zwischen
Start Point (bei Dartmouth) und Kap La Hague im Westen,
und zwischen Cromer und Texel im Osten, tritt nun die
weitere rätselhafte Erscheinung auf, daß der Strom stetig
seine Richtung wechselt, ohne überhaupt durch Stillwasser
unterbrochen zu werden, und wesentlich in seiner Stärke
sich zu ändern (rotatorische Strömungen). Dabei gilt
dann die Hegel, „daß an der englischen Küste des Kanals
die Drehung im Sinne eines Uhrzeigers, an der franzö-
sischen Kanalküste und englischen Nordseeküste aber um-
gekehrt wie beim Uhrzeiger erfolgt".

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2:U

Gezeitenströme.

Die holländische Nordseßküste verhält demgegen-
über sich abweichend: nördlich von Vlissingen, also von
der Scheidemündung bis zum Helder, tritt Stillwasser er-
heblich später ein, so daß also längs der holländischen
Küste der Strom noch auf Dover zu setzt, während auf
der Höhe der belgischen Küste wie an der ostenglischen
der Strom schon von Dover hinwegläuft, und umgekehrt.

Beechey hat zwar eine Erklärung dieser Erschei-
nung versucht, die im wesentlichen auf eine Interferenz
zweier Wellen hinauskommt, deren Kämme bei Start
Point im Westen, bei Spurn Point (Humber Mdg.) im
Norden gelegen sind, wenn Dover Niedrigwasser hat.
Indem die beiden Wellen aufeinander zu laufen und bei
t)over zusammen treffen , resultiert daraus eine stehende
Welle, deren größte Vertikalschwingung („ Bauch*) bei
Dover liegt. Eine ganz ähnliche Auffassung hat dann
später Sir William Thomson vertreten (Nature XIX,
1879, 154). Aber wie Borgen richtig einwendet, fehlt
hier das Hauptkennzeichen einer stehenden Welle: die
Gleichzeitigkeit des Hochwassers und Niedrigwassers längs
ihrer ganzen Länge. Im Gegenteil zeichnete Beechey
doch selbst zwei sehr deutlich fortschreitende Wellen
auf seiner Karte ein.

Borgen gelangt seinerseits auf Grund der Airyschen
Wellentheorie zu folgender Erklärung. Der „obere" Teil
des Kanals und die Südwestecke der Nordsee können
beide als Trichter aufgefaßt werden, die mit gemein-
samer Mündung bei Dover zusammentreffen. Diese von
Norden und Westen her ziemlich kontinuierliche Ver-
engerung des Bettes bei gleichzeitiger, wenn auch nicht
sehr erheblicher Abnahme der Wassertiefe wirkt defor-
mierend auf die Orbitalbahnen der Teilchen in den beiden
Flutwellen ein, welche, die eine von Westen, die andere
von Norden her, auf Dover zulaufen. Wie bei jeder
solcher Störung der Welle, so wird auch hier gemäß der
Theorie (S. 228) die Zeit des Stromwechsels sich an die
Zeit des Hoch- und Niedrigwassers annähern, und zwar
diesen desto näher kommen, je enger und flacher das
Wasser wird, um dann in der Straße von Dover beinahe

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Strömungen im englischen Kanal.

235

(aber nicht ganz) mit Hoch- und Niedrigwasser zusam-
menzufallen. Die Gleichzeitigkeit des Stromwechsels auf
jener ganzen, Über 360 Seemeilen langen Strecke von Kap
La Hague bis Cromer erklärt Borgen mit Hilfe einer
gewiß nicht gewagten Hypothese, „daß nämlich die Ver-
kleinerung des Zeitintervalls zwischen Hochwasser und
Stromwechsel an aufeinander folgenden Orten gleich ist
der successiven Verspätung der Hochwasserzeit an den-
selben Orten*. Folgende schematische Zeichnung eines
solchen Doppeltrichters mag dies verdeutlichen. An der

Fi£. 35.

äußeren Grenze, sowohl bei a wie af, von wo aus die
Welle auf D zuläuft, mag der Theorie gemäß das Kentern
des Stroms normal gerade 3 Stunden nach Hoch- resp.
Niedrigwasser erfolgen. Alsdann ist es bei der gegebenen
Konfiguration der Trichter recht wohl denkbar, daß b
und b' gerade 2 Stunden, c und c' gerade 1 Stunde nach
den extremen Wasserständen Stromwechsel haben, während
an der engsten und flachsten Stelle, bei Z>, der Strom
just bei Hoch- und Niedrigwasser kentert. Dann wird
also in dem ganzen Doppeltrichter der Strom gleich-
zeitig umsetzen, trotzdem die Wasserhöhen selbst von
Ort zu Ort nicht der gleichen Phase angehören.

Aus dieser Erklärung folgt von selbst, daß die Gleich-
zeitigkeit des Stromwechsels sich in die Weitungen des
Trichters nach Westen oder Osten hinaus nur bis zu
solchen Orten erstrecken kann, welche bis zu 3 Stunden
früher wie Dover Hoch- beziehungsweise Niedrigwasser
haben, denn letzteres ist das Intervall, um welches der
Stromwechsel bei der normalen Welle den extremen
Wasserständen folgt. Dieser Umstand gibt in der That
die Erklärung für die merkwürdige Verschiebung der
äußeren Stromscheiden, namentlich das Zurückspringen

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230

Gezeitenstrume.

derselben zur Zeit der extremen Wasserstande bei Dover.
An der Hand der Gezeitentafeln und Karte der Flut-
stundenlinien von W he well konnte nun Borgen richtig
nachweisen, daß die äußere Grenze dieses Strömungs-
systems allemal dort liegt, wo 3 Stunden früher Hoch-
oder Niedrigwasser war als in Dover (Ann. der Hydrogr.
1880, S. 12 f.).

Der sogenannte „Zwischenstrom* findet darin seine
Erklärung, daß am Ufer infolge des rasch ansteigenden
Meeresbodens die Zeit des Stromwechsels näher an die
Zeit des Hochwassers herangebracht wird als in der
tieferen Mitte des Kanals. Der Strom kentert daher am
Ufer sehr nahe gleichzeitig mit den extremen Wasser-
ständen, während er in der Mitte der Straße erst etwas
später umsetzt. Dazu kommt nun noch der Umstand,
daß die Orte nördlich von Dover bis zur Themsemündung
hin etwas später Hochwasser haben wie Dover *), weshalb
unter der Einwirkung der aus dem Kanal kommenden
Welle, welche stärker und höher ist als die der Nord-
see, der Strom also dort noch nach Norden fließen muß,
wenn bei Dover schon wieder Fallendwasser ist, und
ebenso nach Westen strömen muß, nachdem bei Dover
Niedrigwasser gewesen und Steigendwasser eingetreten ist

Die Verschiebung der Begegnungs- und Trennungs-
linien in der Straße von Dover erklärt Borgen ebenfalls
mit Berücksichtigung der größeren Stärke des Stromes
im britischen Kanal, der eine Folge des dort größeren
Flutwechsels ist. Bei Niedrigwasser in Dover geht der
Zwischenstrom noch in der Straße nach Westen, bald aber
kentert allgemein der Strom im Kanal und in der Nord-
see, nunmehr auf Dover zusetzend. Dabei kann die Flut-
strömung der Nordsee sich mit dem noch herrschenden
Zwischenstrom vereinigen und beide treffen darum ziem-
lich weit im Westen bei Beachey Head, auf den Flut-
strom des Kanals. Da nun letzterer schnell an Stärke

') Nach den Gezeiten tafeln der Kaiserlichen Admiralität:
Hafenzeit in Dover IIb 12m Deal Ufa 15», Ramsgate 11h 90»,
Margate llM0 m .

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Rotatorische Ströme.

237

gewinnt, wird es verständlich, wie er den Nordsee-Flut-
strom langsam nach Osten zurückdrängt, bis bei Dover-
Hochwasser die Scheide ihre östlichste Position (North-
Foreland-Dünkirchen) erreicht hat. Nun ist allgemein
Stillwasser mit Ausnahme der StralAe von Dover, wo der
Zwischenstrom noch östlich setzt; dieser letztere vereinigt
sich jetzt mit dem nach Osten setzenden Ebbestrom der
Nordsee, während der Ebbestrom des Kanals das Wasser
nach Westen zieht, daher die Trennungslinie wieder im
Westen bei Beachey Head liegt. Indem nun der stärkere
Strom des Kanals mehr und mehr rückwärts liegende
Wasserteile in seinen Bereich zieht auf Kosten des
schwächeren Ebbestroms der Nordsee, verschiebt sich die
Trennungslinie weiter nach Osten, und so fort.

Wenn nun an der holländischen Küste der
Strom nördlich von Vb'ssingen noch als Ebbe nach Süden
läuft, zur gleichen Zeit, wo in der Osthälfte der Dover-
strafce und an der englischen Ostküste schon Flutstrom
nach Norden setzt, so ist das leicht darauf zurückzuführen,
daß die an der holländischen Küste nach Norden laufende
Flutwelle dem britischen Kanal entstammt, also einen
nach Norden gerichteten Flutstrom erzeugt, während
die an der gegenüberliegenden Küste auftretende Flut-
welle an der ganzen ostenglischen Küste von Norden
nach Süden fortgeschritten ist, ihr Flutstrom daher süd-
lich setzt. Die Ebbeströme haben dann bei beiden
natürlich auch die umgekehrte Richtung: an der nieder-
ländischen Seite nach Süden, an der ostenglischen nach
Norden.

Man erhält so eine sehr ungezwungene, leicht ver-
ständliche Erklärung scheinbar sehr verwickelter Strom-
vorgänge. Borgen hat damit den Weg gezeigt, wie auch
an anderen Orten die Wellentheorie zur Deutung kom-
plizierter Gezeitenströme dienen kann.

Die rotatorischen Strömungen hat schon Airy
(§ 359 — 363) seiner Zeit vollkommen erklärt; auch hier
auf Grund der W eilen theorie in leicht verständlicher Weise.
Wiederum möge eine schematische Zeichnung die Vor-
gänge tibersichtlicher machen. Die beiden starken Linien

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238

Gezeitenströme

zeigen die Lage der Küsten eines breiten, erst langsam,
dann schneller nach der Mitte zu tiefer werdenden Kanals.
Eine von links kommende Flutwelle wird nun nach der
Theorie bewirken, daß ihr Kamm in dem tiefen Wasser
schnell voreilt, an den Ufern stark zurückbleibt. Im
tiefen Wasser wird also der Strom allemal der Küste
parallel setzen, der Flutstrom nach rechts, der Ebbestrom
nach links, und das Umsetzen des Stromes wird normal
etwa 3 Stunden nach Hoch- beziehungsweise Niedrig-
wasser erfolgen. An den Küsten aber wird der Strom
allemal gleichzeitig mit diesen extremen Wasserstanden

Fig. 56.

kentern. Ein zwischen der Küste und der Mitte des
Kanals verankertes Schiff wird nun folgende Strömungen
haben.

Bei Hochwasser ist am Ufer gerade Stauwasser, also
kein Strom, aber im Tiefwasser der Flutstrom in seinem
Maximum: der letztere wird also seine Herrschaft näher
der Küste zu ausdehnen und das Schiff mit der Kiellinie
parallel zu dieser, und zwar auf Westkurs, legen (Stadium I
der Figur).

Beim nachfolgenden Mittelwasser ist nun in der Kanal-

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Rotatorische Ströme.

231)

mitte Stromstille, dagegen an den Küsten der Ebbestrom
im Maximum. Dieser legt das Schiff nunmehr an der
Nordküste auf Nordkurs, an der Südküste auf Südkurs
(Stadium II).

Bei Niedrigwasser ist am Strand kein Strom, in der
Kanalmitte aber Ebbestrom in vollster Stärke, so daß
dieser das Schiff nach Westen herumschwaien läßt; so-
wohl das an der Nord- wie an der Südseite des Kanals
verankerte Schiff liegt Ostkurs (Stadium III).

Endlich wird bei nun folgendem Mittelwasser Strom-
stille in der Mitte des Kanals, Strommaximum und zwar
Flutstrom an den Küsten sein. Die Schiffe werden letz-
terem folgen, das nördliche wird Südkurs, das südliche
Nordkurs anliegen (Stadium IV). Beim hierauf folgenden
, Hochwasser wird die Situation wieder dieselbe wie im
ersten Stadium sein, in 6,2 Stunden haben darum beide
vor Anker liegende Schiffe eine volle Drehung um 360°
ausgeführt, denn man sieht leicht ein, wie in den Zwischen-
zeiten auch die Zwischenlagen sich einstellen werden.
Ebenso zeigt die Figur, daß das an der Nordküste, links
vom Flutstrom der Kanalmitte liegende Schiff sich ge-
dreht hat wie der Zeiger der Uhr, das rechts von dem
Flutstrom der Kanalmitte verankerte Schiff dagegen im
umgekehrten Sinne. Das ist nun genau derselbe Vor-
gang, der von der Südküste Englands, der Nordküste
Frankreichs, sowie an der englischen Nordseeküste, wie
oben gesagt, beobachtet wird. „Bei näherer Ueberlegung, *
setzt Borgen hinzu, „wird man erkennen, daß sich die
Erscheinung innerhalb des Gebietes gleichzeitigen Strom-
wechsels nicht zeigen kann, weil hier die eine Voraus-
setzung, daß in der Mitte des Kanals der Strom 3 Stun-
den nach den extremen Wasserständen kentert, wie wir
sahen, nicht mehr erfüllt wird. Wir werden daher hier
keine vollständige Drehung des Stroms um 360° ohne
zwischenliegende Stromstille beobachten können, wohl
aber wäre eine partielle Drehung mit dazwischenliegendem
Stillwasser möglich, wenn der Strom in den verschiedenen
Teilen des Kanals nicht genau gleichzeitig kentert. —

Die Gezeitenströmungen der Nordsee, insbe-

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240 Gezeitenströme.

sondere der deutschen Bucht derselben, bieten wiederum
eine Reihe von Eigentümlichkeiten, welche, wie wir meinen,
sich fast alle auf *die Konfiguration des Beckens zurück-
führen lassen, wenn wir auch hier Airys Anleitung (Tides
and waves, § 525—528) folgen und gemäte den neueren
Beobachtungen weiter ausführen.

Wir sahen schon oben, daß der südwestliche Teil
der Nordsee zwei Flutwellen empfängt: eine aus dem
britischen Kanal und eine zweite von Norden her, die
um Schottland herumkommend an der ganzen Ostküste
Großbritanniens entlang nach Süden geht. Wenn die
Uhr in Greenwich Mittag zeigt, so ist gleichzeitig an der
Südseite des Moray Firth und anTEingange des Themse-
trichters Hochwasser. Die Wellenlänge der Flutwoge
beträgt also hier etwa 7 Breitengrade oder 780 km. Ent-
lang der Ostküste Englands folgen sich die Hafenzeiten,
in regelrechten Intervallen später eintretend von Norden
nach Süden (vgl. Fig. 28, S. 189).

Anders an dem Südufer der Nordsee. Während
(immer nach Greenwich -Zeit) in Calais die Hafenzeit
ll h 42 m ist, liegt sie im Brouwershavenschen Gat (vor den
Rheinmtindungen) um 12 h 28 m , vor Katwyk um l h 55 m :
bis so weit also regelmäßig sich verspätend, entsprechend
einer aus dem Kanal nach Nordosten fortschreitenden
Welle. Auffallend spät aber liegt die Hafenzeit auf der
Höhe von Texel, nämlich um 6 h 0 m . Von Dover bis Kat-
wyk läuft die Welle in 2 Stunden 13 Minuten, auf der
kürzeren Strecke von Katwyk nach der Höhe von Texel
aber 4 Stunden 5 Minuten; das ist sehr auffällig.

Weiter nach Osten in der deutschen Bucht ist dann
Hochwasser vor der Wesermündung um 10 h 45 ro , in Helgo-
land ll h l m , vor der Listertief -Barre (nordwestlich Sylt)
ll h 57 m , Horns Riff-Feuerschiff ll h 29 m : also nun in der
deutschen Bucht nahezu gleichzeitig um 11 Uhr herum.

An der jütischen Küste darauf wieder normale Ver-
spätung nach Norden hin: in Blaawands Huk O^l 01 ,
Nyminde l h 50 m , Thorsminde 2 h 44 m , Aggerminde 3 h 18™.
Im Skagerrak mit nur gauz minimaler Verspätung gegen
den letzteren Ort in Hirshals 3 h 30 m , Skagen wieder 4 h 55 m .

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Flutwellen der Nordsee.

241

Ueberschauen wir die ganze Konfiguration der Nord-
see, so wird sich für eine aus dem Nordatlantischen Ozean
eindringende Flutwelle der Weg zu beiden Seiten der
Shetlandinseln darbieten. Die Welle wird im allgemeinen
die Richtung nach Südost einhalten, aber doch bald durch
das Bodenrelief abgelenkt werden. Entlang der norwegi-
schen Küste wird sie schnell in der meist 250 m und
mehr tiefen Rinne nach Süden vorschreiten, dann in das
Skagerrak einlenken und also für dessen beide Ufer die
Hafenzeiten bestimmen müssen. In der That hat Skudes-
näs am Eingang zum Härdanger Fjord eine Hafenzeit
von 10 h 2 m , OxÖ vor Christiansand 3* 40 m und die Hval-
inseln östlich vom Eingange in den Christianiafjord (nach
allerdings sehr alten Beobachtungen) um 4 U 27 m , was
ungefähr zu den Hafenzeiten der Nordküste Jütlands
stimmt.

Währenddem ist der südlich von den Shetlandinseln
liegende Teil des Wellenkammes weiter nach Südosten
quer über die Breite der Nordsee vorgerückt: doch er-
heblich langsamer, wegen der nur 150 m betragenden
und schnell nach Süden weiter abnehmenden Wassertiefe.
Oestlich von den Orkneyinseln und Schottland ist die
Tiefe überdies immer beträchtlicher als in der Mitte der
Nordsee, daher im Westen der Kamm voreilen, in der
Mitte zurückbleiben wird. Ein erhebliches Hindernis bietet
dann die weniger als 40, vielfach weniger als 20 m Tiefe
darbietende Doggerbank, indem sie sich gerade quer der
Flutwelle vorlagert, so daß sie von dieser an den Flanken
durch größere Wassertiefen umgangen werden kann. Die
Flutstundenlinien wölben sich also zwischen Flaraborough
Head und der Doggerbank stark nach Süden aus. Der
Südrand der Doggerbank wird dementsprechend seine
Flutwelle von Westen (nicht von Norden) her erhalten.
Durch die südöstlich von der Doggerbank liegende, viel-
fach über 60 m tiefe, schmale „Silberrinne* kann die Welle
dann schneller nach Osten vorschreiten, etwas langsamer
nach Südosten und Süden, wo ein unregelmäßig gestalteter
Boden den Wellenkamm mit zahlreichen Aus- und Ein-
Krümmel. Ozeanographie II. \Q

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242

GezeiteostrÖme.

biegungen versehen wird. Die Welle wird aber schließ-
lich die holländische Küste etwa in der Gegend von Texel
und Vlieland berühren müssen, um sich dort mit der aus
dem Kanal gekommenen Welle zu kreuzen. Weiter nach
Osten hin aber hat die durch die „ Silberrinne " gelaufene
Welle die gleiche Richtung mit der Kanalwelle, beide
eilen auf Helgoland zu und dann weiter nach Nordosten
die Wattenküste hinauf.

Aber auch im Osten wird die Doggerbank von der
aus der tiefen norwegischen Rinne kommenden Welle um-
gangen, welche ihrerseits, unbekümmert um die anderen
Wellen, in die deutsche Bucht hineinläuft. Hier haben
wir also schließlich drei Wellensvsteme : die -Kanal-
welle* aus Südwest, die „schottische" aus West, die
„norwegische" aus Norden, in Interferenzen einander
durchdringend. Das muß naturgemäß sehr komplizierte
Strom Vorgänge erzeugen.

Die Hafenzeiten gestatten uns indes doch ein un-
gefähres Urteil Über die Natur derjenigen W T elle, welche
am Orte den überwiegenden Einfluß besitzt. Da sind
wir nun durch die Beobachtungen des deutschen Kanonen-
boots „Drache* 1 , Kapitän Holzhauer, auch über die Ge-
zeiten an und auf der Doggerbank neuerdings in sehr
erwünschter Weise belehrt worden (die Ergebnisse der
Untersuchungsfahrten S. M. Kanonenboot „Drache", Kom-
mandant Korvettenkapitän Holzhauer, in der Nordsee
1 88 1 /84 , veröffentlicht vom hydrographischen Amt der
Admiralität, Berlin 1880; auch in den Annalen der Hydro-
graphie 188b'), wodurch ein ganz neues Licht auf die
Vorgänge in der deutschen Bucht fällt.

Am Südrande der Doggerbank beobachtete Kapitän
Holzhauer an zwei Stationen genügend lange, um die Hafen-
zeit danach genähert ermitteln zu können; Station 1,
unmittelbar nördlich von der Mitte der Silberrinne in
28 m Tiefe, und Station 3 nordöstlich vom östlichen Ende
der letzteren in 44 m Tiefe. Die Hafenzeiten (nach Green-
wichzeit) wurden gefunden für:

Station 1: 54° 10' N. Br., 2° 10' 0. lg. = 5^:37^
3: 54° 12' N. Br., 2° 57' 0. Lg. = 0h 4m.

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Flutwellen der Doggerbank. 243

Daraus ist deutlich zu ersehen, daß die schottische Welle
hier von West nach Ost läuft. Die Hafenzeit läßt sich
angenähert tibereinstimmend berechnen, wenn man die
Welle von Fairainsel (zwischen der Orkney- und Shetland-
gruppe) nach Süden und auf der Höhe von Whitby nach
SO und 0 fortschreiten läßt. Die Gezeitentafeln geben
als Hafenzeit für Fairainsel ll h b' m (welcher Wert aller-
dings insofern auffallend ist, als die beiden benachbarten
Inselgruppen zwischen 9 und 10 Uhr Hochwasser bei
Springzeit haben, aber in Ermangelung jeden Anhalts
für eine Verbesserung benutzen wir diese Hafenzeit
als Basis). Die Distanz von Faira bis Station 1 beträgt
715 km, die mittlere Tiefe nach der Seekarte genau
100 m, woraus sich nach der Lagrangeschen Formel eine
Reisedauer der Flutwelle von 6 Stunden 21 Minuten
berechnet, damit eine Hafenzeit von 5 h 27 m , also nur
10 Minuten weniger als von Kapitän Holzhauer beobachtet.
Nach Station 3 beträgt die Distanz 770 km, die mittlere
Tiefe ist ebenfalls 100 m, daraus die berechnete Hafen-
zeit 5 h 5G m , 8 Minuten zu wenig. Danach scheint es
als sicher, daß der Südrand der Bank von der schotti-
schen Welle beherrscht wird. Es paßt dazu auch die
Hafenzeit der Station 2 Holzhauers, etwas nördlich von l
in sehr flachem Wasser (18 m) gelegen (54° 33' N. Br.,
2° IV O. Lg.), nämlich 5 h 49 m . Dagegen ist eine weiter
nordöstlich (in 26 m Tiefe) gelegene Station 4 (55° 1' N. Br.,
3° 7' O. Lg.) mit ihrer Hafenzeit von 5 h 50 m nur dann zu
verstehen, wenn man auch hier noch die schottische Welle
als Ursache gelten und sie recht von Westen her kommen läßt.
Denn eine direkt von Faira nach Station 4 gehende Welle
(Distanz 005 km, Tiefe 107 m) würde 4 h 17 ra als Hafen-
zeit ergeben. Die norwegische Welle würde noch früher
eintreffen; von Skudesnäs ist eine Entfernung von nur
450 km bei 110 m Durchschnittstiefe zu durchmessen und
daraus würde die Hafenzeit l h 48 m sein.

Lassen wir die schottische Welle von der Silberrinne
aus nun zunächst nach Südosten weiter fortschreiten, so
ist von Station 3 nach der Höhe von Terschelling eine
Entfernung von 204 km bei 39 m mittlerer Tiefe zu

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244

Gezeitenströme.

durchmessen, woraus sich eine Reisedauer von 2 h 54 m .
also eine Hafenzeit von 8 h 58 m für Terschelling ergibt:
direkt von Faira, ohne die Silberrinne zu passieren, wäre
eine Distanz von 935 km bei 85 m Tiefe zu passieren,
woraus eine Hafenzeit von 8 b (> m abzuleiten : beobachtet
ist sie zu 8 h 37 m . Daraus können wir sehen, daß auch
an den westfriesischen Inseln wiederum die schottische
Welle von überwiegender Bedeutung ist.

Recht östlich von Station 3 liegt Helgoland. Die
Entfernung ist 325 km, die Wassertiefe wieder 39 m,
daraus Reisedauer 4 h 37 m und berechnete Hafenzeit 10 b 41 m ;
die beobachtete ist ll h l m . Auch bei Helgoland ist die
schottische Welle noch maßgebend. Ebenso stehen die
so nahe aneinander liegenden Hafenzeiten der ostfriesi-
schen Küste vorzugsweise unter ihrem Einflute.

Wie verhält sich entlang der holländisch-deutschen
Küste die Kanal welle? Von Dover auf die Höhe von
Texel hat sie 315 km in 33 m Tiefe zu durchmessen; sie
würde 4 h 32 m Reisedauer haben und um 3 h 37 m vor Texel
ankommen. Beobachtete Hafenzeit ist aber 6 h : nun sahen
wir eben die schottische Welle um 8 h G m vor Terschelling
anlangen; die für Texel beobachtete Hafenzeit liegt nun
gerade zwischen den beiden aus der schottischen und
Kanalwelle berechneten (das genaue Zeitmittel wäre
5 h 52 ra ), hier scheint also der Punkt, wo beide Wellen
sich in nahezu gleicher Kraft begegnen und nach der
Wellentheorie eine neue Welle, von der Hafenzeit 5 h 52 m
bilden müßten; beobachtet ist aber o' h ! Weiter nach Osten
Überwiegt dann die schottische, nach Südwesten hin die
Kanalwelle, denn da die letztere in einen stetig sich ver-
breiternden Seeraum vordringt, wird sie an Höhe und
überhaupt an Kraft nordwärts schnell verlieren.

Vielleicht steht mit diesem Vorgange die sehr auffällige
Form der Flutkurve vom Hei der irgendwie in Zusammenhang
(Fig. 37 nach Lentz): man sieht das Wasser in der kurzen Zeit von
1 bis 2 Stunden von seinem niedrigsten Niveau ansteigen bis zum
ersten Hochwasser, welchem alsdann nach 3 1 /* bis 47* Stunden
ohne erhebliche Niveauschwankung ein zweites, von abwechselnd
kleinerer oder größerer Höhe folgt, um dann wieder ziemlich
schnell (in 5 Stunden) zum Niedrigwasser abzufallen. Schwerlich

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Flutwellen der deutschen Bucht der Nordsee. 245

rührt das zweite Hochwasser von der schottischen Welle her,
welche (bei Springzeit) ca. 9 Uhr im Helder angelangt sein kann.
Durch bloße Interferenz zweier um 3 bis 5 Stunden auseinander-
liegender Wellensysteme ist die Helderkurve nicht zu erklären,
dadurch würde nur, wie ein graphischer Versuch zeigt, eine hohe

Fig. 37.

Welle mit einfachem Kamm erzeugt werden, deren Hochwasser
allerdings, gleiche Höhe beider komponierender Wellen voraus-
gesetzt, auf einen mitten zwischen die Hochwasser dieser beiden
Wellen liegenden Zeitpunkt fällt. — Wir werden bei den „Fluß-
geschwellen" noch hierauf und auf die ähnlichen Flutkurven von
Ha vre und Southampton zurückkommen müssen.

Weiter nördlich in 54° 48' N. Br., 7° 0. Lg. (d. h. in
dem Schnittpunkt einer von Norderney genau nördlich
und von der Nordspitze Sylts westlich gezogenen Linie)
bei 32 m Wassertiefe liegt Station 7 des Kapitän Holz-
hauer. Hier ist 2 Stunden 1 7 Minuten früher Hochwasser
als am Pegel zu List (auf Sylt), also um ll h 10 m ; wie
man sieht, doch etwas später als in Helgoland, obwohl
Station 7 fast genau nordwestlich von dieser Insel liegt.
Berechnen wir für diese Station 7 die Hafenzeit, so er-
gibt sich dieselbe: für die schottische Welle direkt von
Faira (735 km bei 88 m Wassertiefe) zu 6 h 3 m ; indirekt
über Station 3 (272 km bei 44 m Tiefe) zu 9 h 42 m . Lassen
wir die norwegische Welle von Skudesnäs ausgehen, so

L

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240

Gezeitenströme.

finden wir (bei bezw. 470 km Weg, 108 m Tiefe) die
Hafenzeit 2 h l m , und für die Kanalwelle von Dover aus
(550 km, 38 m) die Hafenzeit 7 h 2 m . Als kombinierte
Hochwasserstunde für die norwegische und direkte schot-
tische Welle erhalten wir 10 h 2 m , aus der norwegischen
und indirekten schottischen ll h 5ü m , aus der Kanalwelle
und der norwegischen l0 h 32 m : danach wäre es aus den
Hafenzeiten allein nicht mit Bestimmtheit zu entnehmen,
welche Welle hier die maßgebende ist, wir werden aber
einen weiteren Anhalt in den Strombeobachtungen finden.

Die Gezeitenströmungen entlang der ostenglischen
Küste sind normale insofern, als der Flutstrom eine süd-
liche bis südöstliche, der Ebbestrom die entgegengesetzte
Richtung zeigt. Wenn auf den merkwürdigen (in der
Stromrichtung sich hinziehenden) Bänken Ower und Leina n,
auf der Höhe von Cromer nach englischen Quellen der
Strom dabei sich dreht im Sinne des Uhrzeigers, so ist
das (mit Airy § 520) als ein Beweis dafür zu betrachten,
daß der stärkste Strom zwischen diesen Bänken und der
Küste hindurch geht, gemäß der oben (S. 238) aufgestellten
Regel. Ebenso fand auch Kapitän Holzhauer auf seinen
Stationen 1, 2, 3, 4 den Strom im gleichen Sinne drehend:
auch hierin wäre also der Beweis geliefert, daß die Haupt-
welle südlich von der Doggerbank nach Osten setzt.
Dagegen machte eine Station 5 (54°44 / X. B., 3°25' O. Lg.,
42 m) südöstlich nicht weit von Nr. 4 entfernt, insofern
eine Ausnahme, als der Strom abwechselnd links und
rechts herum drehte, bei der nur 28 Stunden umfassen-
den Beobachtungszeit ergaben sich als vorherrschende
Richtungen ONO und WNW, wobei allerdings zu be-
achten sein dürfte, daß ständige, wenn auch schwache
südliche und südöstliche Winde herrschten. — Das Kentern
des Stroms erfolgt am Ostrande der Doggerbank, d. h.
im Räume zwischen Station 4 und 3 einerseits, 5°0. Lg.
andererseits, „eine Stunde vor Hochwasser bei Cuxhaven - ,
also ca. II 1 /* Uhr, was nach der Theorie eine durch-
schnittliche Hochwasserstunde von 8 Uhr ergeben würde,
ungefähr zu den Beobachtungen passend.

Die Gezeitenströme der Helgoländer Bucht sind in

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Gezeitenströme der deutschen Bucht.

247

zwei Gruppen zu teilen: eine nördliche, die Erscheinungen
bei Sylt und in Station 7 Holzhauers umfassend und eine
zweite größere südliche Gruppe.

Die letzteren geben nun eine Kombination der Ströme
der beiden schottischen Wellen. Vor der Emsmündung,
bei Borkum Riff- Feuerschiff, sind die herrschenden Rich-
tungen: Flut nach OSO, Ebbe WNW. Liefe der Strom
parallel zur Küste, so wären um 4 Strich abweichende
Richtungen zu erwarten (ONO, bezw. WSW). Dabei
dreht der Strom links herum, entgegen dem Sinne des
Uhrzeigers, ein Zeichen, daß die maßgebende Welle nörd-
lich von der Position nach Osten vorüberläuft, also im
wesentlichen die indirekte schottische Welle ist, während
vielleicht die nicht ganz eliminierte direkte Welle den
Flutstrom ein wenig südlicher als Ost werden läßt, als
ohne sein Eingreifen der Fall wäre. Die beiden Haupt-
stromrichtungen weisen jedoch auf das Südwestende der
Doggerbank hin, von dorther also kommt die stärkere
Welle. Man kann vielleicht annehmen, daß die Ein-
wirkungen der norwegischen und der Kanalwelle beide
nur sehr schwach sind und sich, bei der nahezu entgegen-
gesetzten Richtung gleicher Stromphasen, gegenseitig auf-
heben können. Das Kentern des Stromes erfolgt zur Zeit
der Syzygien um ll h 21 m , eine Hochwasserstunde ist in
den Gezeitentafeln leider nicht angegeben.

Vor der Weser und Elbe setzt der Ebbestrom nach
NW) die Flut nach SO. Dieses ist ebensowohl der Ein-
wirkung der schottischen Welle, wie der Konfiguration
des nahen Landes zuzuschreiben. Ebenso die Haupt-
richtungen von Helgoland ONO- WSW und der Eider-
mündung WNW-OSO.

Bei Sylt setzt der Ebbestrom nach NzW, der Flut-
strom nach SzO, also nahezu parallel der Küste, und da-
mit konform auf Station 7 des Kanonenboots „Drache"
der Strom mit der Ebbe nach Nord bis Nordwest, mit
der Flut nach SOzO. Kapitän Holzhauer, der vom
11. bis 14. August 1882 hier vor Anker lag, fand an
der Oberfläche, noch deutlicher aber in 30 m Tiefe eine
vollständige Drehung nach links (also entgegen dem

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248

Gezeitenströme.

Uhrzeiger) ausgeprägt, nach den Gezeitentafeln ist eine
solche auch auf der Höhe von Sylt anzunehmen, da der
Strom von seiner nördlichen zur südlichen Richtimg durch
West herumgeht. Dasselbe wird von Horns Riff ge-
meldet. Diese Drehung links herum würde nach unserem
obigen Gesetze bedeuten, daß der Hauptflutstrom den
Beobachtungspunkt zur Rechten liegen läßt. Ist nun
unsere obige Terminologie richtig, so müßte der Haupt-
flutstrom nicht nur östlich von Station 7 nach Süden
passieren, was möglich ist, sondern auch zwischen dem
Beobachtungspunkte der Gezeitentafeln bei Sylt und dieser
Insel selber, oder gar zwischen Horns Riff und der Küste,
was beides unmöglich wäre. In der Nähe von Station 7
liegt auch keine Bank oder irgend eine submarine Stufe
im Sinne einer „Küste" jenes obigen Gesetzes, das nächste
Land, eben Sylt, ist 85 km entfernt, darum scheint es
geraten, eine andere Ursache für jene Art der Drehung
zu finden. Der Bericht Kapitän Holzhauers macht darauf
aufmerksam, daß wenn man hier zwei Flutwellen, eine
von NW, die andere von SW her, sich kreuzen ließe,
und deren Stromphasen um 4 Stunden auseinanderlägen,
so daß die nach NO schreitende 4 Stunden später ihr
Strommaximum zeigt als die nach SO laufende, alsdann,
wie eine einfache Ueberlegung zeigt, der Strom sich auch
fern von jeder Küste kontinuierlich links drehen kann.

Nennen wir den einen den Nordoststrom, den anderen den
Südoststrom nach der Richtung, wohin sie ziehen, und habe der
Südoststrom sein Maximum des Mittags, der andere das Maximum
um 4 Uhr nachmittags, so ist klar, daß um Mittag letzterer noch
schwach als Ebbestrom, also nach &W, laufen wird. Mit dem
gleichzeitig im Maximum stehenden Südoststrom kombiniert, er-
hält man einen sehr starken Strom nach SSO. — Um 1 Uhr hat
der Nordoststrom Stillwasser, der Südoststrom herrscht also allein.
— Um 2 Uhr ist schwacher Nordoststrom, ebenso schwacher Süd-
oststrom, die Resultante also recht Ost. — Um 3 Uhr ist der
Nordoststrom ziemlich stark, der Südoststrora null, also nun
herrscht ersterer allein. — Um 4 Uhr ist der Nordoststrom im
Maximum, der Südoststrom hat zur Ebbe gekentert nach ^H^und
ergibt, weil viel schwächer als der andere, einen sehr starken
Strom nach NNO u. s. f. — Also in 4 Stunden eine Drehung von
SSO nach NNO. (Diese Methode findet sich übrigens schon bei
Airy § 528.)

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Ströme bei Sylt.

249

Nun sahen wir oben, daß die (indirekte) schottische
Flutwelle von der Silberrinne her in Station 7 um 9 h 42 m
aus WSW eintreffen würde, während die direkte von
Faira kommende Welle um (3 h 3 m anlangte. Wir haben
also hier eine Zeitdifferenz in den Hochwasserstunden,
welche nahe jener von Kapitän Holzhauer erforderten von
4 Stunden gleicht. Freilich gibt auch die norwegische
Welle (in Station 7 um 2 h l m anlangend) mit der direkten
Fairawelle die gleiche Zeitdifferenz, aber es würde der
nötige Unterschied in den Richtungen (ca. 90°) fehlen,
da infolge der Bodenkonfiguration die norwegische Welle
nicht ganz auf der kürzesten Linie von Skudesnäs nach
Station 7 (die übrigens NzW-SzO führt) gelangen würde,
sondern ebenso aus NW herankommen wird, wie eine
von Faira direkt ausgegangene Welle, da sie eine Reihe
flacher, in der Verlängerung der Doggerbank nach Nord-
osten liegenden Bänke zu umgehen hat.

Wir sehen also in Station 7 höchst wahrscheinlich
die umgebeugte schottische und die direkte Fairawelle
sich durchkreuzen und sich nahezu in gleicher Stärke bei
einer Phasendifferenz von 4 Stunden geltend raachen.
Einigermaßen schwierig ist aber dann die Erklärung der
Hafenzeiten an der jütischen Küste, deren Verspätung
wir oben konstatiert haben. Man muß aus den Strom-
Vorgängen in der nächsten Nähe Sylts annehmen, daß
ungefähr dort die schottische Welle sich teilt, indem sie
einesteils nach Norden, anderenteils nach Süden umschwenkt.
Nach einer Bemerkung in den Gezeitentafeln fand Kapitän
Holzhauer auf der Höhe von Westerland, aber nur in der
bis ca. 4 Seemeilen von der Küste abliegenden Zone, eine
Trennung des Flutstroms in zwei Arme, von denen der
eine südlich, der andere nördlich lief. Dasselbe, nur um-
gekehrt, wurde vom Ebbestrom beobachtet. Also läuft
nördlich von Sylt ein umgebeugter Teil der schottischen
Welle nach Norden hinauf, und offenbar durch Kom-
bination mit der die letztere durchkreuzenden Faira- und
norwegischen Welle mögen die Hafenzeiten bis an die
Küste des Skagerrak zu erklären sein. Um nicht zu weit-
läufig zu werden, verzichten wir an diesem Ort darauf, die

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250

Gezeitenströme.

Vorgänge weiter zu analysieren. Nur die Strömungen auf
der Höhe von Texel verlangen noch einige Worte.

Da, wie wir sahen, die schottische Welle etwa bei
Texel auf das Südufer der Nordsee stoßt, so müssen wir
hier den Flutstrom sich ebenso teilen sehen wie westlich
von Sylt. Das wird in den Gezeitentafeln in der That
ausdrücklich bezeugt: der nach Süden abbiegende Teil
pulsiert entsprechend den oben für den Dovertrichter an-
gegebenen Regeln, der andere wendet sich nach Osten.
Die Richtungen des Stromes auf der Höhe des Helder
gehen von NO bei Steigendwasser (bei Springzeit von
4 h bis 8 b ) schnell kenternd herum nach SSW bis TT (8 h
bis 2 h ), dann wieder rechts herum durch NNW (3 h ) bei
Steigendwasser nach NO. Das Kentern des Stroms er-
folgt 2 Stunden nach den extremen Wasserständen. Diese
Drehung läßt sich ebenfalls sehr genähert auf die Kom-
bination zweier Flutwellen zurückführen, welche, wie hier
die Kanalwelle und die schottische, etwa um 4 Stunden
in der Phase auseinander liegen (s. oben S. 244). Wir
erhalten nämlich als Strömungen:

Uhrzeit (Greenw.) . .

6h

7h

8h

9h

10h

Nach der Gezeitentafel
Nach der Theorie . .

ONO
•NOzO

ONO
ONO

SSW
SSO

S WzS
SSW

sw

*SWzS

wsiv
•siv

Uhrzeit (Greenw.) . .

lh

2h

3h

4h

5h

Nach der Gezeitentafel
Nach der Theorie . .

WSW
*S)VsW

WSW
WSW

WzS
NNW

.ViV w
NNO

NO
*NOzN

NOzO
*NOzO

(Die Richtungen sind auf ganze Striche abgerundet; als
Richtung des Flutstroms der schottischen Welle ist nach
ihrer erfolgten Ablenkung SSW, der Kanalwelle aber ONO
angenommen, und die besonders starken Ströme mit * be-
zeichnet; im übrigen ist nach der obigen Anleitung ver-
fahren.) Die Uebereinstimmung von Beobachtung und
Theorie der Gezeitenströme kann nicht wohl vollkommener

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Ströme an der holländischen Küste. 251

erwartet werden ; Übrigens scheint das schnellere Wenden
des Stroms um 8 h nach der Gezeitentafel auf die Nähe
der Küste zurückzuführen, welche einen Strom in der
Richtung zwischen Ost und Süd nicht zuläßt. Durch
diese seitliche Stauung ließe sich vielleicht auch die nach
den Gezeitentafeln doppelt so große Stärke (3 Knoten) des
Südstromes gegenüber dem Nordstrom (1,3 Knoten) er-
klären, denn der erstere führt in die Verengerung eines
Trichters hinein, der andere in einen schnell sich ver-
breiternden Raum.

Wir erhalten so einen Einblick in die komplizierten
Vorgänge, welche in der Bewegung der Wasserteile beim
Zusammentreffen zweier verschiedener Flutwellen sich er-
geben. Wir haben die Theorie im einzelnen nur für
zwei Systeme durchgeführt; es sind aber, wie wir oben
sahen, drei, im Osten vielleicht vier, in Phase, Richtung
und Stärke verschiedene Wellensysteme vorhanden, welche
die örtlichen Gezeitenströme regulieren. Die Kombination
aller dieser ist schwer zu tibersehen, es gentigte indes,
die Einwirkung der örtlich maßgebenden aufzusuchen
und zu entwickeln. Eine der Wellen kommt, wie wir
sahen, aus dem Kanal und ist jedenfalls notwendig zur
Erklärung der Ströme an der holländischen Ktiste ; darum
können wir einem gelegentlichen Ausspruche Sir William
Thomsons (Report Brit. Assoc. for 1875, p. 039), daß die
Gezeitenphänomene der Nordsee, beim Verschluß derDover-
straße, genau so sein und bleiben würden 'wie heute bei
geöffneter Straße, zu unserem Bedauern nicht beipflichten. —
Auch die im Bericht über die Untersuchungen S. M. Kanonen-
boot „Drache* vertretene Auffassung, daß in dem Räume

i

ML

DO

Erklärung der Gezeitenvorgänge notwendig angenommen
werden müsse, vermögen wir nicht zu teilen. Allerdings
würden die im genannten Bericht hervorgehobenen Um-
stände das Auftreten einer solchen uninodalen Schwingung
möglich erscheinen lassen: nämlich die Breite des Beckens
zwischen Whitby und Spurnpoint im Tf r , und der Linie Sylt-
Elbemündung im 0, welche 8 Längengrade = 518 21 ö m
beträgt und als zugehörige Tiefe nach der Merianschen

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252

Gezeitenströme

Formel 51m ergeben würde, wogegen ebensowenig Ein-
spruch erhoben werden kann, wie gegen die angenäherte
Gleichzeitigkeit des Hochwassers im Osten. Wenn nun
aber hervorgehoben wird, daß die Zeitdifferenz zwischen
dem Hochwasser im Osten (ca. ll h 30 m ) und im Westen
bei Spurnpoint (5 h 25 m , immer nach Greenw. Zeit), wie
die Theorie verlangt, 0 Stunden betrage, so ist auch diese
Thatsache wohl richtig, aber doch nicht maßgebend, denn
wie wir oben sahen, verspäten sich die Hochwasserstunden
zwischen Terschelling und der Elbmündung kontinuierlich
nach Osten, wie auch Cromer eine i l l2 Stunden spätere
Hafenzeit besitzt wie Spurnpoint, und zweitens ist auch
zwischen Station 1 und Station 3 des „ Drachen a ein Unter-
schied in den Hafenzeiten von einer halben Stunde yor-
handen, während nach der Theorie der stehenden Welle
Hochwasser (und Stromwechsel) in der Westhälfte des
Beckens überall gleichzeitig stattfinden müßte. Auch
an eine Reflexion der schottischen Welle an der schleswig-
holsteinschen Küste, wodurch am ehesten eine stehende
Welle sich ausbilden würde, kann nicht wohl gedacht
werden, da (nach Airy § 333) die Reibung dies verhindern
und auch bei völlig senkrechter Reflexion wieder eine
fortschreitende Welle entstehen lassen würde. Aber eine
Wattenküste ist doch sehr wenig geeignet, um Wellen
zu reflektieren. Wenn nun weiter hervorgehoben wird,
daß die Beobachtungen in Station 1, 2 und 3 eine kürzere
Zeit für Fallend wasser ergeben haben als für Steigend-
wasser (z. B. fällt in 1 der Wasserstand 5 h 32 m lang,
dagegen steigt er G h 44 ra hindurch), so ist das in der That
eine sehr auffallende Erscheinung: aber man kann fragen
einmal, ob die vom „Drachen* angestellten Beobachtungs-
reihen lang genug seien, alle in Witterungsverhältnissen
gelegenen Störungen abzugleichen, und zweitens ob nicht
die Interferenz zweier Wellen solche Zeitunterschiede
hervorbringen könne. Zunächst genügt diese Thatsache
nicht, um das überwiegende Eingreifen einer stehenden
Welle für diesen Teil der Nordsee zu erweisen, wenn
auch richtig betont wird, daß die Reibung bei einer fort-
schreitenden Welle wohl die Zeitdauer des Steigens ver-

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Ablenkung der Gezeitenströme dnrch die Erdrotation. 253

kürzen, niemals aber verlängern könne, während letzteres
(nach Ferrel) nur bei einer stehenden Welle möglich sei.
Es mag eine solche stehende Welle vielleicht vorhanden
sein: aber maßgebend für den Verlauf der Gezeitenströme
in der deutschen Bucht der Nordsee dürfte sie jedenfalls
nicht sein. Wir vermochten oben wenigstens in den
Grundzügen -zu erweisen, daß hierfür die Interferenz
mehrerer fortschreitender Wellen in den meisten Fällen
eine völlig ausreichende Erklärung gewährt.

Im höchsten Falle auffallend aber ist und bleibt die
Thatsache, daß die „schottische Welle" auch in der
deutschen Bucht der Nordsee noch eine solche überwiegende
Bedeutung hat, während die norwegische Welle hier,
wenn überhaupt einen, dann jedenfalls keinen maßgeben-
den Einfluß ausübt. Andererseits muß auffallen, daß die
Kanalwelle an der belgisch-niederländischen Küste die
Gezeiten beherrscht, an der gegenüberliegenden englischen
Küste aber ganz verschwindet gegenüber der schottischen
Welle.

Um diese ganz offenkundige Thatsache zu erklären,
kann auf die von Sir W. Thomson in ihrem Effekt auf
die Gezeiten zuerst untersuchte ablenkende Kraft der
Erdrotation zurückgegriffen werden. Die Erdrotation
lenkt bekanntlich alle tangential auf der Erdoberfläche
erfolgenden Bewegungen auf der nördlichen Hemisphäre
nach rechts ab und zwar mit einer Kraft, welche dem
Sinus der geographischen Breite direkt proportional ist,
wie wir im letzten Kapitel bei den Meeresströmungen
näher zeigen werden. Auf die Flutwellen wirkt diese Kraft
nach Thomson in der Weise ein, daß der in einem Kanal
von konstanter Breite und Tiefe fortschreitende Wellen-
kamm an seiner rechten Seite ansteigt, also der Flut-
wechsel am rechten Ufer höher wird als am linken. An
dem letzteren kann die Amplitude, wenn der Kanal breit
genug ist, bis auf Null sinken, die Welle also ganz ver-
schwinden. Hat der Kanal eine unregelmäßige Gestalt,
so wird in spitz zulaufenden Buchten dieser Effekt nach
Thomson um so markierter hervortreten (Nature vol. V.K
1879, p. 571.)

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254

Gezeitenströme

Nun ist in der That für die Kanalwelle das belgisch -
niederländische Ufer die rechte, das englische die linke
Seite; ebenso für die schottische Welle die ostenglische
sowie die ganze friesische Küste, sogar bis Jütland hinauf,
die rechte Seite. Die norwegische Welle müßte danach
nur mitten in der Nordsee, nahe dem submarinen Steil-
abfall der norwegischen tiefen Rinne von Bedeutung
werden, woher Beobachtungen fehlen; dann weiter an
der Nordküste Jütlands, wo die Hafenzeiten ganz offen-
bar von ihr bestimmt werden, wie wir oben sahen. Da-
gegen läßt sie nach ihrer mutmaßlichen Teilung bei
Hanstholm die Westküste Jütlands an der linken Seite
ihres nach Süden laufenden Armes, kann also hier nur
mit minimalem Effekt auftreten. In der Mitte der Nord-
see, namentlich an dem Nordostabfall der Doggerbank
kann dann wieder die direkt von Faira herüberkommende
Welle von der Gunst eines sich wenigstens submarin
darbietenden rechten Ufers profitieren, darum, wie wir
sahen, in Station 7 von Bedeutung werden.

Fügen wir noch hinzu, daß auch im britischen Kanal
ganz allgemein an der französischen Seite, im irischen
Kanal an der waliser Seite (was schon Airy § 524 sehr
auffallend fand), ferner im Ostchinesischen Meer am ko-
reanischen Ufergestade durchweg die Fluthöhen sehr viel
beträchtlicher sind als am gegenüberliegenden Ufer, welches
zur Linken der fortschreitenden Bewegung der Welle
bleibt, so ist in der That in jener ablenkenden Kraft der
Erdrotation eine Ursache nachgewiesen, welche nicht zu
übersehende Einwirkungen auf den Verlauf des Gezeiten-
phänomens ausübt. Zu einem vollen Verständnis der Ge-
zeiten in der Nordsee scheint eine solche Ursache, oder
doch eine in solchem Sinne wirkende, fast unentbehrlich
zu sein.

Die ablenkende Kraft der Erdrotation ist außer vom Sinus
der geographischen Breite noch direkt abhängig von der Ge-
schwindigkeit des bewegten Massenteilchens. Die Gezeitenströme
haben nun Geschwindigkeiten, welche meist über 0,5 m, selten
aber mehr als 2 m in der Sekunde betragen. Darum wird diese
„Ablenkung" im Vergleich zu ihrem Effekt bei den Luftströmun-
gen sich nur in sehr mäßigen Grenzen halten können. Aber ein

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■

Ablenkung der Gezeitenströme durch die Erdrotation. 255

leiser Druck nach rechts (auf der nördlichen Hemisphäre) wird
sowohl das Längsprofil des Flutwellenkammes wie des -Thaies ver-
ändern können. Nehmen wir einen Kanal von beistehendem ein
fächern Querschnitt, und es sei der Flutetrom von außen senkrecht
auf die Papieriläche gerichtet gedacht, so wird der Kamm der

Fig. 38.

Flutwelle durch die in Rede stehende Ablenkung seitens der Erd-
rotation das Profil ff erhalten. Der entgegengesetzte Ebbestrom
wird ebenfalls nach rechts abgelenkt dem Wellenthal die ent-
gegengesetzt gerichtete Böschung c«' verleihen. Man sieht, wie
an der linken Seite der Wellenbahn in ef der Flutwechsel be-
trächtlich kleiner wird als zur Rechten bei e'f.

Als Beispiel vergleiche man folgende Fluthöhen bei Spring-
zeit für einige Hafenorte am britischen Kanal, die so ausgewählt
sind, daß sie möglichst genau einander gegenüber liegen.

Nordseite: Flutgröße in Met. Südseite:

1. Scilly-Inseln . . 4,9 gegen 7,5 Ouessant-Insel,

2. Fowey .... 4,6 „ 8,4 Bas-Insel,

3. Portland Bill . 2,1 , 4,7 Casquets,

4. Needles (Solent) 2,8 „ 6,3 Cherbourg,

5. Brighton . . . 6,0 „ 8,0 F£camp,

6. Folkestone . . 6,1 „ 8,9 Boulogne,

7. Ramsgate ... 4,6 „ 5,8 Dünkirchen.

Der große Unterschied in dem Flutwechsel gerade in der
Mitte des Kanals (Nr. 3 und 4) ist freilich wohl mehr auf die
seitliche Verengung zurückzuführen, welche die französische
Hälfte des Kanals durch Vorspringen der Halbinsel Cotentin er-
leidet — Weitere Beispiele liefert übrigens die Ostseite des Tyr-
rhenischen und Adriatischen Meeres gegenüber der fast ganz ge-
zeitenlosen Westseite, was namentlich besonders für die Adria
auffallen muß, deren dalmatinische Seite viel größere Wasser-
tiefen zeigt als die italienische.

Auf der südlichen Hemisphäre müßte die Ablenkung des
Wellenkammes nach links erfolgen. Beispiele hierfür sind in der
Natur nur an drei Stellen zu erwarten, in der Cookstraße zwischen
den beiden Hauptinseln Neuseelands, zweitens in der Baßstraße,
drittens in der Mageil anstraße, eventuell auch noch im Mosambik-
kanal. Die „Gezeiten tafeln" der deutschen Admiralität zeigen
aber sowohl in den Hafenzeiten für Neuseeland, wie für die Bafi-
straße deutlich, daß man es hier nicht mit einer einfachen domi-

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256

Fl ußgesch welle

liierenden Welle zu thun hat, wie im britischen Kanal, sondern
daß mehrere Wellensysteme verschiedener Richtung in Inter-
ferenzen sich durchkreuzen. So wird es schwer, die einzelnen
Wellen genügend klar und einwandfrei zu isolieren, so daß eine
Untersuchung ihrer Deformation durch die Erdrotation erst er-
folgen könnte, nachdem auch die Gezeitenströmungen in den neu-
seeländischen Küstengewässern ähnlich analysiert sind, wie in
der Nordsee oben geschehen. Und was die Magellanstraße be-
trifft, 60 zeigt ein Blick auf die Karte (z. B. Zeitschr. d. Ges. f.
Erdkunde zu Berlin XI, 1876, Taf. 11), daß sie so mannigfaltigen
seitlichen Verengungen und Ausweitungen unterliegt, daß man
nicht immer klar auseinander halten kann, was diesem lokalen
Faktor und was der Erdrotation in den Fluthöhen zuzuschreiben ist.

V. Die Flu fsjreseh welle.

Dringt eine Flutwelle bei ihrem Anlauf an die Küste
in einen dort mündenden Fluß ein, so wird sie auch in
diesem ihren Weg fortsetzen, nur zeigt sie alsbald ein in
vieler Hinsicht abweichendes Verhalten. Leider sind auch
hier Theorie sowohl wie Beobachtung der Thatsachen
nicht bis zur wünschenswerten Sicherheit entwickelt und
nur bei wenigen europäischen Flüssen kann das Fluß-
geschwelle als systematisch erforscht gelten. Das Auf-
fallendste ist bereits oben (in der Uebersicht S. 160) kurz
berührt. Hier möge eine ausführlichere Erörterung folgen,
bei der wir uns an das vortreffliche, aber wenig bekannte
Werk von M. Comoy {fitude pratique sur les marfos
fluviales, Paris 1881) anschließen.

Comoy unterscheidet in der Entwickelung einer
fluviatiien Flutwelle drei Perioden: die erste beginnend
mit Niedrigwasser an der Mündung und sich erstreckend
bis zu dem Augenblicke, wo Hochwasser daselbst ein-
getreten ist. Während der zweiten Periode hat der
Scheitel der Welle einen bestimmten Weg stromaufwärts
zurückgelegt, an der Mündung ist Fallendwasser, aber
noch Flutstrom. Wenn dieser kentert, endet die zweite
und beginnt die dritte Periode, welche den Ebbestrom
bei Fallendwasser bis zu dem Moment umfaßt, wo die
nächste Welle vor der Mündung erscheint.

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Eintritt der Flutwelle in die Flußmündung.

257

Um nun die Vorgänge während der ersten Periode
zu übersehen, denke man sich an einer geradlinig ver-
laufenden Küste, einen rechten Winkel mit dieser bildend,
einen Fluß einmünden. Beistehende Figur (39) gibt ein
Längsprofil des letzteren, die Mündung liegt bei die
Linie Bb gibt die Oberfläche des Flusses bei Niedrig-
wasser, Au das Bett des Flusses an: beide Maße natür-
lich in stark verkürzten Verhältnissen ausgedrückt. Be-
ginnen wir mit Niedrigwasser an der Flußmündung, so
wird hier beim Fortschreiten der Flutwelle auf die Küste
zu der Wasserstand steigen. Im Momente des Niedrig-
wassers hatte die Welle das normale Profil SB. Nach

Fig. 39.

FluMonvuruÜAJUJ .

einer Zeit / ist der Scheitel der Welle von S nach s vor-
gerückt, der Fuß derselben aber liegt an der Mündung
höher als B in d', reicht nun aber in den Fluß selbst
hinein bis d'\ nicht bis d, wohin die normale Kurve
führen würde, falls es sich um einen einfachen Meeres-
arm und keinen Fluß handeln würde. Dieses Profil sd'd"
ist nach oben hin konvex, während das normale sd'd
nach oben konkav sein würde. Das ist ein erstes und
sehr wichtiges Kennzeichen der fluviatilen Flutwelle,
welches die Beobachtungen schon früh ergeben haben
(Wiebeking bei Berghaus, Allgem. Länder- u. Völker-
kunde II, 208). — Bei weiterer Annäherung der Flut-
welle rückt diese auch weiter stromaufwärts vor, bis ihr
Scheitel S' gerade über der Mündung steht. Die Vorder-
seite der Welle, also Steigend wasser, zeigt das Profil S'C.

Krümmel, Ozeanographie n. 17

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258

Die Floßgeschwelle.

Die Erscheinungen, welche sich währenddem vollzogen
haben, sind doppelter Natur. Es ist nicht nur eine Welle
von der See in den Fluß eingetreten, welche den gewöhn-
lichen fortschreitenden Wellen zuzuzählen ist, sondern es
ist dabei von See aus ein Quantum Wasser in den Flute
hineingedrängt worden, welches vorher in dem letzteren
nicht vorhanden war. Dies gibt Anlaß zur Ausbildung
einer sogen. „Uebertragungswelle" (s. oben S. 24),
denn es ist hier dasselbe geschehen, wie in Scott Russells
Wellenrinne, als dieser aus einem seitlichen Reservoir ein
Quantum Wasser in seine Wellenrinne eintreten ließ. Es
besteht allerdings der nicht ganz unwichtige Unterschied,
daß im Experiment die Zuführung des Wasserquantums
schnell, hier in der Flußmündung aber ziemlich langsam
erfolgt; indes kann man sich in diesem Falle die Zu-
führung in kurzen Intervallen stetig wiederholt vorstellen T
solange Steigend wasser dauert, und jede dieser kleinen
partiellen Uebertragungswellen wird, von der nächsten
höheren eingeholt, die ganze hohe Uebertragungswelle
zusammensetzen helfen. Letztere bewegt sich nach der

oben S. 24 gegebenen Formel c = \l2g (j)-\-h) , wo k
die Erhebung dieser Welle über das Niveau der unge-
störten Wasserfläche bedeutet. Daraus folgt, daß sich
der Fuß der Welle, wo die Höhe der partiellen Ueber-
tragungswelle klein ist, langsamer vorwärts bewegt als die
dem Wellenscheitel näheren Teile, und das gibt die Ver-
anlassung für eine Verkürzung der vorderen Hälfte der
Welle, des Steigendwassers, gegenüber der hinteren fallen-
den Hälfte, ein Effekt, der sich stetig stromaufwärts
steigert, bis endlich der Wellenscheitel den Fuß der Welle
eingeholt hat, was am oberen Ende des Flußgeschwelles,
der sogen. „Flutgrenze * , der Fall sein wird. Der während
Steigendwasser herrschende Flutstrom hat also eine zwei-
fache Entstehung: erstlich gehört er einer fortschreiten-
den Welle an, und zweitens bedeutet er den Abfluß der
aus dem Meer in den Fluß hineingedrängten Wasser-
menge, die Vorderseite des Wellenbergs herunter, in Ge-
stalt einer Uebertragungswelle.

Comoy findet nuu die Vorderseite der Welle, das

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Auftreten einer Uebertragungswelle. 259

Steigend wasser, zusammengesetzt aus zwei Hälften, die
er als Vorderflut und Hinterflut unterscheidet. In dem
Teile der Welle nahe der Mündung findet sich das See-
wasser, welches bei seinem Eintritt in den Fluß das
Wasser des letzteren stromauf gedrängt hat, das ist die
Hinterflut. Dagegen am vorderen Fuß der Welle ist nur
Flußwasser vorhanden, teils solches, das schon bei Niedrig-
wasser am Orte war, teils anderes, welches vom Seewasser
stromauf gedrängt wurde, und endlich solches, das der
Fluß stetig von oben her zufuhrt („Oberwasser"): das ist
die Vorderflut. Die Grenze beider liegt immer an der
Stelle, wo gerade die vordersten von der See her in den
Fluß eingeführten Wasserteilchen sich befinden.

In einem gegebenen Augenblicke (s. die beistehende
Fig. 40) habe die Vorderseite der Welle das Profil HC y

Fig. 40.

nach der Zeit t aber die Lage HC Ferner habe sich
der Punkt, wo der Ebbestrom des Flusses in den Flut-
strom der einlaufenden Welle übergeht, von J nach J'
verschoben. Man sieht leicht ein, daß diese Punkte sich
um so weiter nach H bezw. H hin finden werden, je
mehr „Oberwasser* der Fluß führt; das in der Zeit t dem
Vorderabhang der Flutwelle von solchem Oberwasser zu-
geführte Quantum ist auf der Figur in dem Vertikal-
schnitt CCJJ' angedeutet. Es handelt sich nun darum,
die Vorgänge in demjenigen Gebiet der Welle darzulegen,

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Fl oßgesch welle.

welches auf der Figur durch die Fläche HR'JJ' reprä-
sentiert wird.

Wie wir oben (S. 230) sahen, ist dasjenige Volum,
um welches Steigendwasser in einer kleinen Zeit wächst,
dem Volum gleich, um welches Fallendwasser in der
gleichen Zeit abnimmt. Nennen wir nun die mittlere
Stärke der Flutströmung an der Mündung r, und S den
Querschnitt des Wassers an der Mündung, der im Mittel
während der Zeit t benetzt wird; endlich A die mittlere
Höhe des Wasserstandes an der Vorderseite der Welle
während der Zeit t, I) den mittleren Abstand des Wende-
punkts der Ebbe (J) von der Mündung während derselben
Zeit und L die mittlere Breite des Flußbettes auf diesem
Abstand Z>, so findet die Gleichung statt

Svt = DLA.

Dies Volum kommt zu dem schon vorher aus dem Meer
in den Fluß gedrängten Wasser und bildet mit diesem
zusammen die Hinterflut. , Bei Beginn der Zeit t nämlich
scheidet sich die letztere von der Vorderflut bei PQ, am
Ende der Zeit t aber bei FQ\ und das Volum QQ'PB
repräsentiert in der Form RFJJ' den gleichzeitigen Zu-
wachs der Vorderflut, während der hierfür nötige Ersatz
in dem Volum HH'P'R von dem Meere aus zugeführt
wird. Das aber ist durch obige Gleichung ausgedrückt.
Man sieht, die Vorderflut steht unter dem ausschließlichen
Einfluß der „fortschreitenden* 1 Welle, die Hinterflut da-
gegen zeigt außerdem auch noch den Effekt der „Ueber-
tragungswelle u .

Bei diesem Vorgange wird die regelmäßige Gestalt
H'FJ' der Vorderseite der Flutwelle sich aber nur dann
ausbilden können, wenn das Flußbett selbst seine Ge-
stalt nicht ändert. Im anderen Falle wird die Welle
deformiert. Da sind nun wieder zwei Fälle denkbar. In
dem einen ist das Quantum Svt zu groß für das ge-
gebene, sich plötzlich verschmälernde oder verflachende
Bett: die Hinterflut erhält alsdann die Oberfläche HP".
Oder das Bett erweitert sich plötzlich, dann wird die
Oberfläche zu H'P"\ Im ersteren Falle hat also die
Hinterflut noch einen Extradruck gegenüber der Vorder-

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Umformung der Flutwelle im Flußbett.

2(31

flut, welches dem Flutstrom eine ebenfalls außerordent-
liche und zunehmende Geschwindigkeit verleihen wird,
während im anderen Falle der Flutstrom sich abschwächt.
Der erstere Fall tritt nun bei weitem häufiger als der
letztere ein, und daher resultiert der normal steilere Ab-
fall der Flutwelle an ihrer Vorderseite. Wie wir unten
zeigen werden, liegt in einer extremen Steigerung dieser
Bedingungen auch die Ursache für die Flutbrandung oder
die Sprungwelle (Mascaret, Bore), die in gewissen Fluß-
geschwellen auftritt.

Die zweite Periode der Flutentwickelung umfaßt die
Zeit zwischen Hochwasser an der Mündung und dem
Kentern des Flutstroms ebendort, also einen Teil des
Fallendwassers. Fassen wir wiederum die Veränderungen
im Profil der Welle ins Auge, wie sie sich während einer
kleinen Zeit t ergeben, in welcher der Wellenscheitel von
S nach S' und der Fuß derselben von C nach C sich ver-
schoben hat (^4, O, B, b, J und J' haben dieselbe Bedeutung

Fig. 4L

wie bei Fig. 39 und 40). Steigendwasser ist dabei um das
Volum Off CO gewachsen, wovon indes hier das Quan-
tum JJ'CC auf das Oberwasser allein zurückzuführen ist,
der Rest OS'JJ' aber auf die Zufuhr von der Mündung
her, und zwar aus zwei Quellen. Einmal hat sich die
Rückseite der Welle, seit der Scheitel von H nach 8*
vorrückte, um das Volum HR' SO vermindert, und zwei-
tens ist wieder ein Quantum Wasser von See aus in den

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262

Die Flußgeschwelle.

Fluß hineingelangt durch eine Oeffnung, deren Höhe eine
mittlere Lage zwischen AH und AH besitzt.

Es haben nun für diese Periode die Symbole f, v und
S die entsprechende Bedeutung wie vorher in der ersten
Periode; D bezeichne den Abstand des Wellenscheitels
von dem Punkte, wo der Ebbestrom an der Vorderseite
kentert, und L die mittlere Breite des Flußbettes auf der
Strecke D; ferner D' den mittleren Abstand des Scheitels
von der Mündung während der Zeit t, L' die mittlere
Breite des Flusses auf der Strecke D\ und A! die mittlere
Höhe, auf welche Fallendwasser während der Zeit t ge-
sunken ist. Alsdann besteht für die zweite Periode die
neue Gleichung:

Sit + J/L'£ = DLA.

Je weiter der Wellenscheitel vorrückt, desto kleiner wird
(wegen Verminderung von D) das Volum DLA, aber desto
größer D'L'A'. Schließlich werden diese Volumina gleich
und damit Svt = Null. Da nun S immer einen endlichen
Wert behält, muß v = Null werden, d. h. es tritt kein
Meerwasser mehr in den Fluß hinein, und damit schließt
die zweite Periode der Flußflut.

Nunmehr beginnt der Ebbestrom an der Mündung
und sonnt die dritte Periode. Die Welle sei, in dieser
Phase bereits befindlich, von DSC nach D'S'C fortge-

Fig. 12.

schritten. Am Beginn der hierfür nötigen Zeit t herrscht
der Flutstrom zwischen F und J, am Ende zwischen F*

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Umformung der Flutwelle im Flußbett.

263

und J\ Steigendwasser ist wiederum gewachsen um das
Quantum OCCS', dessen Zusammensetzung aus JJ'S'O
-f- CCJJ' keiner Erörterung mehr bedarf. Andrerseits
hat Fallendwasser sich vermindert um das Quantum FF' OS.
Auch hier muß das Volum JJ'SO = FF' OS sein. Das
ergibt, wenn wir mit D\ L' und Ä die aualogen Stücke
von Fallendwasser wie bei der Gleichung für die zweite
Periode bezeichnen, die Gleichung

D'L'Ä = DLA.
Auch hier vermindert sich D an der Vorderseite der Welle
sehr stetig, L und U dagegen ändern sich ebenso wie A
und A' viel langsamer. Um nun obige Gleichung zu er-
füllen, muß Z), d. h. der Abstand des Wellenscheitels
oder Hochwassers von dem Punkte der Rückseite, wo der
Flutstrom in Ebbe umsetzt, sich ebenfalls progressiv ver-
kleinern, also erfolgt das Umsetzen des Flutstroms in den
Ebbestrom um so früher nach Hochwasser, je weiter die
Welle den Fluß hinaufläuft.

Wir sahen, wie der Flutstrom nur in der ersten
Periode in der Hinterflut einen Charakter trägt, der nicht
ausschließlich auf der Orbitalbewegung der Wasserteilchen
in der Welle beruht; in der Vorderflut der ersten Periode,
wie während der ganzen zweiten und dritten ist der Flut-
strom nur eine Folge der Wellenbewegung. — Anders
der Ebbestrom. Dieser war sowohl vorhanden am Fuße
der Vorderseite der Flutwelle, wie auch an der Rückseite
derselben. Vor dem Fuß der Welle fanden wir das Ober-
wasser des Flusses, in einer Bewegung, welche die Wellen-
natur dieses Ebbestroms klar zeigt. An der Rückseite
der Flutwelle aber existiert ein Ebbestrom nur in der
dritten Periode, wo er, je länger diese andauert, von um
so größerer Bedeutung wird und bei den meisten Flüssen,
in denen immer nur eine Flutwelle gleichzeitig vorhanden
ist, am Ende der dritten Periode das ganze Flußgeschwelle
beherrschen kann. Comoy (§ 175) spricht diesem Ebbe-
strom des Fallendwassers jede Abhängigkeit von der
Wellenbewegung ab und deutet ihn lediglich als einen
seewärts gerichteten Gefallestrom; ob mit Recht, kann
bezweifelt werden.

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264

Die Flußgeschwelle.

Halten wir zunächst ein, um die Thatsachen mit
diesen Forderungen der Theorie zu vergleichen.

Die vordere Böschung der Flutwelle ist in der That
in allen Flüssen eine ziemlich steil abfallende, überall
rechnet man auf Steigend wasser eine kürzere Zeit als auf
Fallendwasser. Wir geben in der nachstehenden Tabelle
eine Reihe von hierauf bezüglichen Daten, für die Gironde
und Garonne nach Comoy (p. 292), für Elbe und Weser
nach L. Franzius (Sonne und Franzius, Der Wasser-
bau, Leipzig 1879, Taf. 48, und zum Teil Petermanns
Mitteil. 1880, 299). Es bedarf wohl kaum der besonde-
ren Bemerkung, daß die Angaben über Dauer der „Flut*
und „Ebbe" nicht mit solchen über Dauer von „Steigend 44 -
oder „Fallend wasser" verwechselt werden dürfen.

1. Elbe (am 1. und 2. Angust 1854):

Kuxhaven

Brunshausen

Nienstedten

Hamburg

2. Weser (am 25. Dezember 1877):

Bremerhaven

Vegesack

Bremen, Börsenbrücke

3. Gironde (Springflut am 19. Sept. 1876):

Pointe de Grave (Mündung) ....

Pauillac

Bordeaux (Garonne)

Castets (Flutgrenze der Garonne) . .

Steigend

Stunden

5,7
5.5
4.9
4-4

5,3
4.2

3,5

Qh \Qm

4 41

3 45
2 10

Fallend

Stunden

6,7
6,9
7,5
8,0

7.2
8,2
8,9

6h gm

7 37

8 33
10 8

Ebenso sind wir in der Lage, für diese drei Fluß-
geschwelle die Geschwindigkeit, mit welcher der Scheitel
der Welle (Hochwasser) und der vordere Fuß derselben
(Niedrigwasser) stromauf fortschreiten, für die gleichen
Tage nach denselben Quellen beizufügen. Die Zahlen
bedeuten Meter pro Sekunde.

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Vordere Böschung der Flutwelle.

265

Geschwindigkeit des

Scheitels
(H. W.)

Fußes
(N. W.)

m

in

7,45
6,59
5,41
8,02

6,02
6,59
4,58
5,73

4,87

2,29

9,50
7,02
6,66
2,73

4,30
2,55
2,81
1,77

1,00

0,90

15,70

7,66
3,25

5,72
4,85
2,36

11
••
•1

1. Elbe:

Zwischen Kuxhaven und Brunsbüttel . .

Brunsbüttel und Glückstadt . .
Glückstadt und Brunshausen . .
Brunshausen und Lühe . . . .

Lühe und Hamburg

Hamburg und Buntehaus (Norder-
elbe)

2. Weser:

Zwischen Bremerhaven und Brake . . .

Brake und Farge

Farge und Vegesack

Vegesack und Bremen . . . .
Brem. Sicherheitshafen u. -Börsen-
brücke

■>•)
ii

3. Gironde und Garonne:

Zwischen Pointe de Grave und La Mar^chale
Bec d'Ambes und Bordeaux . .
Langon und Castets

Die Geschwindigkeiten desselben Wellenscheitels sind zwar
variabel, und zwar entsprechend der wechselnden Wasser-
tiefe, aber durchweg beträchtlich größer als die Ge-
schwindigkeit, mit der Niedrigwasser denselben Fluß
hinaufläuft. Nur für die Elbe zwischen Brunsbüttel und
Glückstadt besteht eine Ausnahme, die vielleicht auf un-
vollkommene Beobachtung zurückzuführen ist. Die Ge-
schwindigkeit des Wellenfußes folgt nach Comoy in den
französischen Flußgeschwellen dem Gesetze:

c = \Jgp — U,

worin p die Wassertiefe bei Niedrigwasser und U die
Geschwindigkeit des Flußwassers (Oberwassers) strom-
abwärts bedeutet.

Alles dies gilt für normale Flutwellen. Bei Spring-
oder tauber Gezeit aber ändern sich die Verhältnisse in-

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266

Die Fl ußgesch welle.

sofern, als sich zeigt, daß bei tauber Gezeit der Wellen-
fuß im unteren Teil des Geschwelles schneller stromauf
läuft als bei Springzeit. So war die betreffende Ge-
schwindigkeit am 2(3. September 1876 in der Gironde
zwischen Pointe de Grave und La Mare'chale 17,95 m
(gegen 5,72 bei der Springflut vom 19. September), doch
verlor sich diese Differenz schnell stromaufwärts, bei
Bordeaux war die Geschwindigkeit bei tauber Flut nur
4,51 m, also schon etwas geringer als bei Springflut (4,85).
Dieser Unterschied beruht darauf, daß der Flutwechsel
bei tauber Gezeit ja erheblich kleiner, also auch Niedrig-
wasser nicht so stark ausgebildet ist wie bei Springzeit,
so daß die Wassertiefe p an demselben Orte bei tauber
Flut einen größeren Wert hat als bei Springzeit. Dem-
entsprechend schwankt auch c. Dies führt uns weiter zu
folgenden Bemerkungen Comoys.

Die Beobachtungen an den französischen Flüssen
zeigen, daß der Scheitel der Flutwelle durch das ganze
Gesch welle hindurch nahezu dieselbe absolute Höhe be-
hält von der Mündung bis zur Flutgrenze hinauf, oder
doch im oberen Teil des Geschwelles sich nur wenig erhebt.

Um dieses zu übersehen, ist es nötig, diese Höhen von einem
geraeinsamen Normalniveau aus zu messen, welches nicht etwa
das Mittelwasser an den verschiedenen Punkten des Flusses sein
darf. Comoy gibt z. B. folgende Erhebungen des Wellenscheitels
(Hochwassers) über Normalnull des französischen Geueralnivelle*
ments für die einzelnen Punkte entlang der Gironde und Garonne;
wir fügen, um den Unterschied zu zeigen, auch den Flutwechsel
bei. Alle Angaben beziehen sich auf die Springflut vom 19. Sep-
tember 1876. (Die neben den Orten eingeklammerten Zahlen geben
den Abstand von der Mündung in Kilometern.)

Höhe

Hön-

des

des

Gironde

Hoch-

Flut-

Garonne

Hoch-

Flut-
wechsel

•

wassers
über

Normal-
liull

wechsel

wassers
über

Normal-
ien

m

m

in

m

Pointe de Grave (0)

2,80

4,75

Bordeaux (95) .

8,72

4,78

La Marechale (88)

8,22

4,97

Portets (116). .

4,02

4,12

Pauillac (51) . .

3,35

5,06

Cadillac (18l) .

4,16

2,48

Blaye (61) . . .

3,40

5,26

Langon (142)

1 4,42

1,04

Bec d'Ambes (72)

3,52

4.97

Custets (149) . .

4,98

0,24

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Die absolute Höhe der Flutwellenscheitel.

267

Wir sehen hieraus, wie zunächst die Wellenhöhe (= Flut-
wechsel) von der Mündung -flußaufwärts langsam anwächst,
entsprechend der allmählichen Verengerung des Flußbettes, bis
dann von der Dordognemündung ab das Oberwasser so kräftig
wird, daß zunächst langsam, dann bei zunehmender Verengerung
und Verflachung des Bettes sehr schnell die Wellenhöhe abnimmt
und rund 150 km von der Mündung ganz verschwindet. Dagegen
hebt sich die Verbindungslinie der absoluten Höhen der Wellen-
scheitel über Normalnull ganz langsam, aber kontinuierlich von
der Mündung bis an die Flutgrenze um etwas mehr als 2 m, was,
auf 150000 m verteilt, eine ganz geringe Erhebung genannt und
wohl dem starken Gefälle des Oberwassers zugeschrieben werden
muß. Bei den anderen französischen Flußgeschwellen ist die
Niveaulinie der Hochwasser vielfach an der Flutgrenze niedriger
als an der Mündung, immer aber streckenweise bald niedriger,
bald höher. Nachstehend die aus Com oy entlehnten Zahlen. (Für
die Seine bedeuten die eingeklammerten Werte die Höhen des
zweiten Hochwassers, vgl. Havre in Fig. 44, S. 273.)

Loire: Charente:

An der Mündung . . 3,480 in An der Mündung . . 3.21 m
13,5 km oberhalb . . 3,307 „ 19 km oberhalb . . . 3^24 „
35,5 „ „ . . 3,657 „ 68 „ „ ... 2.71 „

51,5 „ . . 3,237 „ 80 „ „ ... 2,82 „

55,5 „ „ . . 3,267 „ |

Seine:

An der Mündung . . . 3,92 m (3,46)

24 km oberhalb . . . 4,33 „ (3,61)

96 „ „ ... 3,21 „ (3,50)

136 „ „ ... 3,71 „ (3,93)

Nach Hagen (Seeufer- und Hafenbau, I, 162) steigt die Ver-
bindungslinie der Hochwasser in der Weser kontinuierlich land-
einwärts an und liegt an der Ochtum 26 Zoll rheinl. oder 0,702 m
über dem Hochwasserniveau am Fedderwardersiel, also auf 70000 m
Abstand. Aber es ist doch fraglich, ob die Nivellements genau
genug und auf einen gemeinsamen Nullpunkt bezogen waren.

Der Abstand des Wellenfußes oder Niedrig wassers
von Normalnull dagegen weicht vod der Horizontalen er-
heblich ab. Eine durch sämtliche Punkte, welche dieses
Niedrigwasser bei seinem Wege stromaufwärts einnimmt,
gelegte Linie zeigt im oberen Teil des Geschwelles ein
starkes Gefälle stromabwärts, womit dann die dort sehr
kräftige Ebbeströmung bei Niedrigwasser ihre Erklärung
findet. Doch ist hier ein Unterschied zwischen Spring-
zeit und tauber Gezeit wahrnehmbar, ebenso wird diese

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268

Die Flußgeschwelle

Linie durch hohes oder niedriges Oberwasser stark be-
einflußt. Setzen wir letzteres zunächst als konstant und
geringfügig voraus, so ergibt sich, daß diese Niedrig-
wasserlinie bei Springzeit im unteren Teil der Fluß-
geschwelle tiefer liegt, im oberen dagegen höher liegt
als bei tauber Gezeit. Folgende Tabelle zeigt dieses Ver-
halten wiederum für Gironde-Garonne.

Gironde

Abstand
des

Niedrigwassers

von
Normalnull

Garonne

Abstand
des

Niedrigwassers

von
Normalnull

bei
Spring-
Hut

bei
tauber
Flut

bei
Spring-
flut

bei
tauber
Flut

m

ra

m

m

Pointe de Grave
La Marechale
Pauillac . . .
Blaye ....
Bcc d'Ambes .

-1,96
-1.76
-1,72
-1,89
-1,48

-0.05
-0.45
-0,56
-0,66
-0,73 1

Bordeaux . .
Portets . . .
Cadillac . . .
Langon . . .
Castets . . .

-1,04
-0,10
+1.68
+3,38
+4,74

-0.81
— 0,38
+ 0^99
+ 2.81
+ 4.11

In dieser Hinsicht unterscheiden sich also die Fluß-
gezeiten erheblich von den ozeanischen, welche letztere
doch immer und überall die tiefer liegenden Niedrigwasser
bei Springflut besitzen. Als Ursache dieser Erscheinung
gibt Coraoy an, daß die Flutwelle bei Springzeit ein so
sehr viel größeres Wasservolum von der See aus weit
den Fluß hinauf befördert hat, welches dann nach Ein-
tritt des Ebbestroms in der gegebenen Zeit nicht voll-
ständig wieder abwärts hinausfließen kann, also im oberen
Teil des Geschwelles noch zum Teil wenigstens sich er-
halten muß. Dadurch wird das Niveau des Niedrigwassers
hier höher als bei tauber Flut, wo das vom Ebbestrom
hinauszuführende Wasser an Volum so sehr viel kleiner
ist. Uebrigens wiederum ein Anzeichen dafür, daß die
Flußflutwelle wirklich gewisse Merkmale einer „Ueber-
tragungs welle" besitzen kann.

Stellt man obige Zahlenreihen graphisch dar, so be-
merkt man, wie die Verbindungslinie der Niedrigwasser

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Absolute Höhe des Niedrigwassers und Mittelwassers. 269

der Springflut diejenige der tauben Flut im oberen Teil
des Geschwelles schneidet; bei der Garonne geschieht dies
an einem Punkte zwischen Bordeaux und Portets. Hier
liegt der Schnittpunkt aber nur dann, wenn das Ober-
wasser zur Springzeit von gleicher Kraft ist wie bei tauber
Flut. Im Falle aber das Oberwasser bei Springzeit groß
ist, wird dieser Schnittpunkt weiter stromabwärts ge-
drängt; ist die Oberwasserführung aber geringer als nor-
mal, dann rückt der Schnittpunkt noch weiter strom-
aufwärts. Es kann sogar bei großer Dürre und dem-
gemäß sehr kleinem Oberwasser vorkommen, daß die
Verbindungslinie der Niedrigwasser der Springflut und
die der tauben Flut sich überhaupt nicht schneiden.

Aus diesem Verhalten ergibt sich die für die Fluß-
geschwelle sehr wichtige Folgerung, daß der mittlere
Wasserstand hier ganz anders geartet ist als im Gebiet
ozeanischer Gezeiten. Im Meer bedeutet Mittelwasser nahezu
(aber doch auch nicht ganz genau) für denselben Ort
stets dasselbe Niveau. Im Flußgeschwelle aber ist eine
Verbindungslinie des mittleren Wasserstandes (d. h. der
Mitte zwischen Hochwasser und Niedrigwasser) eine von
Ort zu Ort denselben Fluß hinauf sehr variable Kurve,
und allgemein liegt das Mittelwasser der Springflut ab-
solut höher als das der tauben Flut, wie folgende Tabelle
wiederum ftir die Gironde- Garonne zeigen mag.

Gironde

Lage
des

Mittelwassers

über
Normalnull

Garonne

Lage
des

Mittelwassers

über
Kormalnull

bei
Spring-
flut

bei
tauber
Flut

bei
Spring-
flut

bei
tauber
Flut

m

m

m

m

Pointe de Grave
La Marechale .
Pauillac . . .
Blaye ....

0,42
0,74
0,82
0,7(5

0,12
0,60
0,58
0,51

Bec d Ambes .
Bordeaux . .
Portets . . .
; Cadillac . . .

1,03
1,33
1,96
2,92

0,54
0,57
0.96
1,72

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270

Die Flußgeschwelle.

Die Verbindungslinie der Mittelwasser ist dabei weder bei
Springflut noch bei tauber Flut eine kontinuierlich an-
steigende (cf. La Mar^chale und Blaye). Ein entschiedenes
Gefalle stromabwärts entwickelt sich erst in der obererr
Hälfte des Geschwelles.

Die Gezeitenströme im Flußgesch welle sind ohne
Frage dasjenige Merkmal, welches dem Binnenländer im
Mündungsgebiet der Flüsse am meisten auffällt; wird doch
für mehrere Stunden der Fluß thatsächlich stromaufwärts
fließend gefunden.

Wir sahen schon oben, wie die Breite derjenigen
Zone, welche vom Flutstrom beherrscht wird, stromauf-
wärts stetig abnimmt, während umgekehrt die Ebbezone
ebenso stetig sich verbreitert. Wir sahen auch oben, wie
das Kentern des Ebbestromes an der Vorderseite der
Welle immer einige Zeit nach Niedrigwasser, also schon
bei Steigendwasser erfolgt, und zwar scheint sich diese
Verspätung stromaufwärts ziemlich in gleichem Betrage
zu erhalten. Sie beträgt nämlich nach L. Franzius bei
der Elbe in Kuxhaven l h 20 m , bei Brunshausen 0 h 20 m , bei
Nienstedten ebenfalls 20 m , bei Hamburg sogar 25 m . Nach
Comoy kentert der Ebbestrom in der Charente bei Taille-
bourg 30 m und 12 km stromaufwärts bei Saintes sogar
40 m nach Niedrigwasser. Im Adour ist die betreffende
Verspätung bei Urt 25 m , und 13,4 km weiter stromauf
bei Lannes 30 m . Es geht also hieraus hervor, daß das
Oberwasser durch sein stromaufwärts stärker wirksames
Gefälle den Ebbestrom länger ernährt, als es infolge der
sich vollziehenden Wellenbewegung allein zu erwarten ist.

Der Flutstrom dagegen kentert immer näher an
Hochwasser, je weiter stromauf man kommt. So (nach
Franzius) in der Elbe bei Kuxhaven l h 30 m nach Hoch-
wasser, bei Brunshausen und Nienstedten 30 m , bei Ham-
burg 12 m nach Hochwasser. Die Geschwindigkeit des
Flutstromes pflegt nahe der Mündung im allgemeinen
stärker zu sein als die der Ebbe, entsprechend seiner
doppelten Entstehung. So beträgt in der Elbe nach
L. Franzius (Wasserbau, S. 832):

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Gezeitenströme im Geschwelle

271

die Geschwindigkeit der Flut: der Ebbe:

unterhalb Brunsbüttel . . 0,591 m 0,566 m p. Sek.

oberhalb „ . . 0.650 „ 0,585 „ „ „

bei Brunshausen .... 0,478 „ 0,413 „ „ „

., Lühe 0,328 „ 0,311 „ „

,, Hamburg 0,171 „ 0,350 „ „ „

Also erst bei Hamburg macht sich das Gefalle des Ober-
wassers deutlich geltend. In der Weser dagegen:

Flut: Ebbe:

bei Bremerhaven .... 0.760 n> 0,627 m p. Sek.

. 0^770 „ 0,553 „ „ „

. 0,548 „ 0,361 „ „ „

. 0,735 „ 0,507 „ „ „

. 0.195 „ 0,596 „ „

Dedesdorf
Brake . .
Elsfleth .

Vegesack

Oberhalb Vegesack ist überhaupt kein Flutstrom mehr
vorhanden, nur noch eine Erhebung des Wasserspiegels
durch den Aufstau der Flutwelle von etwa 1 bis 2 m,
während der Ebbestrom bis zu 0,7 m Stärke ansteigt.

Wir sahen oben (S. 265), daß die Geschwindigkeit, mit
welcher der Scheitel der Flutwelle stromaufwärts läuft, in
der Unterelbe etwa 6 m pro Sekunde beträgt: davon
macht also die Flutströmung meist noch nicht l jio aus.

Auch für die Flutwelle im Flußgeschwelle ist es angenähert
möglich, den Weg zu berechnen, welchen ein Wasserteilchen
während einer Flut zurücklegt; den interessanten Spezialfall, die
Strecke zu berechnen, bis zu welcher salziges Seewasser den Fluß
hinauf gelangt, hat Comoy in folgende Formel gefaßt:

Vv

Darin bedeutet X die Zeit, während welcher an der Mündung
Flutstrom herrscht; V die mittlere Geschwindigkeit, mit welcher
das Stillwasser am Ende des Flutstroms während der Zeit T
stromaufwärts vorrückt, und v die mittlere Geschwindigkeit des
Flutstroms. Für die Gironde wird T= 22 200 Sekunden, F=12,
v = 1,9 m und S = 50,2 km , beobachtet ist das äußerste Vor-
kommen von Salzwasser im Winkel bei Pouillac, 51 km von der
Mündung. Für die Elbe von Kuxhaven ab sind die betreffenden
Werte: T= 5h 25m oder 19500 Sekunden (Lentz, Flut und Ebbe,
S. 60), V = 7,45, v = 0,591, woraus S zu 10,2 km sich ergibt,
d. h. einen Punkt noch unterhalb Otterndorf. Genauere Beob-
achtungen hierüber liegen nicht vor, doch verdanke ich Herrn
Wasserbau-Inspektor Lentz in Kuxhaven die Mitteilung, daß bei

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272

Die Flußgeschwelle.

normalem Oberwasser und Flutwechsel die Elbe bei Niedrig-
wasscr noch bei Brunsbüttel, zur Hochwasserzeit bei Glückstadt
noch völlig süß ist, im übrigen aber bei Sturmfluten salziges
Wasser viel weiter stromaufwärts, bei hohem Oberwasser das
süße dagegen bis über Kuxhavcn hin abwärts herrschen kann. —
Die Verschiebung der Eisschollen bei Eisgang bald mit der Ebbe
stromab-, bald mit der Flut wieder stromaufwärts ist ein analoges
Problem.

Wie schon oben bemerkt, ist in einigen Flußge-
schwellen die Flutkurve insofern eine abnorme, als ein
doppeltes, in anderen selteneren Fällen sogar ein drei-
maliges Hochwasser im Zeitraum von 12 h beobachtet wird.
Letzterer Fall wird unter dem Namen Leaky im Förth
River bis nach Stirling hinauf beschrieben. Ein doppel-

Fig. 43.

Flutkurve von Christ ckurch.

v v w ™ ir i a d 7 n m ur v H

—7

l

— 1:

■r—

Flutkurve von Poole

Hill I IlffTI

/] 1 11-4

==

Flutkurve von Soutkampton.

tes Hochwasser findet sich schon in schmalen Einbuch-
tungen des Meeres, wie im Solent, d. h. im westlichen

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Flutkurven der Semebucht.

273

Fig. 44.

»tnJ 4 5 6 7 8»

i * a 4 6 6

2*k« » 4 4474II0U 0%"»1 2 » 4 & « 7 *

MasAstab für di* HöW

» » I

4-

Teil der Straße, welche die Insel Wight von Sudbritannien
trennt, dann aber weiter westbeb mit abnehmender Deut-
Krümmel, Ozeanographie II. 18

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274

Die Flußgeschwelle.

lichkeit in Christchurch, Poole und Weymouth, ein drei-
faches Hochwasser aber im Hafen von Southampton.
Gegenüber dieser Strecke des englischen Kanals liegt an
der französischen Seite die sogen. Seinebucht. Auch dort
sind von Barfleur ab, je weiter nach Osten, desto deut-
licher in St. Wast, Isigny, Pointe du Siege und in Ha\re
Doppelhochwasser vorhanden. Nach Comoy zeigt auch
die Charente bei und oberhalb Rochefort ein solches, und
dato es auch im Helder vorkommt, war oben S. 244 schon
bemerkt. Wir geben in Fig. 43 u. 44 die Flutkurven der eng-
lischen Orte nach Airy, die der französischen nach Comoy.

Dieser so lange Zeit hindurch herrschende hohe Wasserstand
ist übrigens für die Schiffahrt von großer Wichtigkeit. Havre ist
ein ausgeprägter Fluthafen und nur bei Hochwasser für tiefgehende
Seeschiffe zugänglich. Während eines so abnorm langen Hochwassers
können in Havre wohl 12 Schiffe mehr in die Hafenbassins ein-
geschleust werden, als bei normaler Flutkurve möglich wäre. In
ähnlicher Weise profitiert Southampton und der Helder von dem
doppelten Hochwasser.

Die Gezeitentafeln erklären die Doppelflut im Solent
durch den Gezeiten ström von Spithead (dem östlichen Zu-
gang zum Hafen von Southampton). fl Solange dieser
Strom nämlich stark nach Westen läuft, steht das Wasser
im Hafen von Southampton, und es ist kein Fallen des-
selben wahrnehmbar, bis der Strom bei Spithead nach-
zulassen beginnt. Sobald der Strom bei Spithead aber
östlich zu laufen anfangt, fällt das Wasser im Hafen von
Southampton schnell."

Diese Erklärung genügt schon darum nicht, weil sie
ja ganz speziell von der Konfiguration der drei Meeres-
kanäle ausgeht, welche im Norden von Wight zusammen-
stoßen, während diese Auffassung für Christchurch und
Poole gar nicht genügt, allenfalls freilich für den (ähn-
lich von zwei Seiten her zugänglichen) Helder, aber wie-
der ganz und gar nicht für die französischen Häfen der
Seinebucht anwendbar ist. Die von Comoy versuchte Er-
klärung durch die Interferenz zweier Wellen ist verfehlt,
wie wir oben schon für den Helder bemerkten.

Wir sahen oben nach Airv und Thomson, daß im
flachen Wasser das Gesetz der einfachen Superposition

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Die Bore oder Flutbrandung oder Sprungweite. 275

der Sonnen- und Mondflut insofern modifiziert wird, als
da, wo der Flutwechsel ein beträchtliches Bruchteil der
Wassertiefe ausmacht, es nötig wird, die Produkte der
Einzelgezeiten zu beachten, wodurch „zusammengesetzte
Gezeiten" entstehen. Ferner wird es alsdann nötig, auch
noch diejenigen Komponenten der fluterzeugenden Kraft
zu beachten, welche von der vierten Potenz der Ent-
fernung des Mondes von der Erde abhängen (vgl. S. 1 95).
Aus beiden Ursachen entstehen Gezeiten von 6- und 4sttin-
diger Periode, welche mit den 12stündigen lunisolaren
Wellen und den diese begleitenden „Nebengezeiten 8 von
ähnlicher kurzer Periode Interferenzen bildend, sehr wohl
solche Flutkurven erzeugen könnten, wie wir sie an
Orten mit doppeltem oder dreifachem Hochwasser wahr-
nehmen. Indes ist im einzelnen diese Frage noch als
offen zu betrachten. —

Die letzte Eigentümlichkeit der Fluügeschwelle be-
trifft die „Flutbrandung 1 * oder den „Stürmer" (Mascaret,
Barre y Bore). Diese Erscheinung ist durch die Unter-
suchungen an französischen Flüssen im wesentlichen klar-
gestellt worden, vorzugsweise durch Partiot (Annales des
ponts et chaussks 1864, 1 er sein. p. 21), Bazin (MSmoires
prte. ä l'Academie, vol. XIX, Paris 1865) und zuletzt durch
Comoy (vgl. das klare Referat von Andries in Zeit-
schrift für wissenschaftl. Geogr. V, 1885, 265).

Der „Stürmer" oder wie Andries sie zu nennen
vorschlägt, die „Sprung welle* ist nur in wenigen Fluß-
geschwellen vorhanden, in den deutschen fehlt sie gegen-
wärtig so gut wie ganz, während sie nach L. Franzius
(W asserbau S. 806) noch vor 50 Jahren in der Ems vor-
kam und dort „auch jetzt noch nicht ganz verschwunden
ist.* Elblotsen, die ich darüber befragen ließ, haben
durchaus bestätigt, daß sie in der Unterelbe fehlt, und
wenn Berghaus (Allg. Länder- und Völkerkde. II, 206)
das sogen. „Rastern", d. h. „das brausende Geräusch,
welches man zuweilen unter ähnlichen Verhältnissen an
den Mündungen der Elbe und Weser vernimmt", zuerst
als Sprungwelle gedeutet hat, worin ihm seitdem die
meisten Handbücher gefolgt sind, so beruht das auf

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270

Die Flußgeschwelle.

irgend einem Mißverständnis. In den französischen Fluß-
geschwellen zeigt die Sprungwelle sich in der ganzen
Grironde (als Mascaret), in der Charente, Vilaine, Orne,
Seine und einem kleinen Küstenflüfkhen der Bucht von
St. Malo, dem Couesnon (als Barre), aber nicht im Adour
und in der Loire. Von den englischen Flüssen besitzt
sie der Severn, woher sie Airy (§ 514) sehr anschaulich
beschreibt.

In außereuropäischen Gewässern wird die Sprungwelle
erwähnt: im Amazonenstrom seit Lacondamine, im
Tocantins (nach Martius als Pororoca = krachendes
Wasser); in den Flüssen des brasilischen Guyana, be-
sonders im Vincent-Pincon (bei Maraca mündend) nach
Noyer (Berghaus, Allg. Länder- und Völkerkde. II,
200); ferner im Hugli bis über Kalkutta hinauf, auch in
der Megna (Findlay, Indian Ocean p. 1085). Der alte
Periplus rnaris Erythraei (Geogr. graeci min. ed. Müller I,
p. 292) beschreibt eine solche verheerende Sprungwelle
auch von der Mündung des Flusses von Barygaza (Nar-
bada), woselbst sie heute nicht mehr vorzukommen scheint.
Weiter kennt man eine solche an der Nordküste von
Borneo im Sadong und Batang Lupar (Crock er in Proc.
R. Geogr. Soc. 1881, April, p. 195 f.) und endlich im
chinesischen Mtindungstrichter Tsien-tang, wo sie von den
Chinesen angeblich der „ Donner *, von den Europäern
the eager genannt wird und bis nach Hang-tscheu hinauf
läuft, von den hohen Uferdeichen gesehen, einem weißen,
quer über das Wasser gespannten Tau vergleichbar
(Rdclus, Asie Orient, p. 468).

Eine lebendige Schilderung einer Pororoca entwirft Martius
(Reise III, 957) von dem Guama, einem bei Boavista in den Capim
mündenden Zuflüsse des Tocantins, ungefähr so weit von der Mün-
dung des letzteren, wie Hamburg von Kuxhaven gelegen.

„Die Pororoca mußte, der gesetzmäßigen Periodizität in Ebbe
und Flut zufolge, da der Mond an diesem Tage (28. Mai 1820)
eine Minute vor Mitternacht durch den Meridian zu gehen hatte,
nach Mittag eintreten, und ich verließ daher keinen Augenblick
eine niedrige Erhöhung dem Flusse gegenüber, von wo aus ich
sie übersehen konnte. 30 Minuten nach 1 Uhr hörte ich ein ge-
waltiges Brausen, gleich dem Tosen eines großen Wasserfalls; ich
richtete meine Augen den Fluß abwärts und nach einer Viertel-

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r

Die Bore oder Sprungwelle. 277

stunde erschien eine etwa 15 Fuß hohe Wasserwoge, mauerähn-
licli die ganze Breite des Flusses einnehmend, die unter furcht-
barem Gebrause in großer Schnelligkeit aufwärts rückte, indem
ihre von der Spitze wirbelnd herabstürzenden Fluten stets wieder
von der hinteren Anschwellung ersetzt wurden. An einigen Orten
gegen das Ufer hin tauchte das Wasser bisweilen in der Breite
von 1 oder 2 Klaftern unter, erhob sich aber bald wieder weiter
oben im Flusse, worin die Gesamtwelle ohne Stillstand vorwärts
trieb. Indem ich starr vor Erstaunen dieser gesetzmäßigen Em-
pörung der Gewässer zusah, versank plötzlich zweimal die ganze
Wassermasse unterhalb der Vereinigung des Capim mit dem
Guama in die Tiefe, indem breite und seichte Wellen und kleine
Wirbel einmal die ganze Oberfläche des Flusses überfluteten und
anschwellten. Kaum aber war das Getöse dieses ersten Anlaufs
verschollen, so bäumte sich das Gewässer wieder auf, stieg unter
gewaltigem Brausen und strömte, eine lebendige Wassermauer,
die bebenden Ufer in ihren Grundfesten erschütternd, stets vom
schäumenden Gipfel überschlagend, fast ebenso hoch als es ge-
kommen war, in zwei Aeste geteilt in beide Flüsse hinauf, wo
es alsbald meinen Blicken entschwand. — Die ganze Erscheinung
war das Werk von kaum einer halben Stunde gewesen; die be-
unruhigten Gewässer, welche jedoch ebenso wie die Wellen der
Pororoca selbst keineswegs von aufgeregtem Schlamm auffallend
getrübt erschienen, befanden sich jetzt im Zustande der höchsten
Fülle, kehrten allmählich zur Ruhe zurück und fingen nach einer
ebenso kurzen Frist mit Eintritt der Ebbe sich sichtbar zu ent-
leeren an. u — Weiter heißt es von der Pororoca: „An mehreren
Stellen, die immer von beträchtlicher Tiefe sein sollen, versinkt sie
und erhebt sich weiter oben wieder in angeblich seichteren Teilen
des Flußbettes. Diese ruhigen Orte werden esperas (,,Wartestellen u )
genannt. 11. Es wird in ihnen eine Auffüllung des Wassers beob-
achtet, aber keine Pororoca. — Die Kanoes der Indianer machen
sich bei Herannahen der Sprungwelle auffallenderweise hoch an
Bäumen fest, nicht mit einem Wurfanker im Strom.

Charakteristisch ist überall für die Sprungwelle: die
wallartige Front, mit der sie stromaufwärts läuft, das
(Jeberströmen des Wassers von rückwärts nach vorn, das
Branden an den flachen Ufern und über Sandbänken des
Flusses. Die Höhe der Welle wird für den Tsien-tang
zu 8 bis 10 m (?), für den Amazonenstrom und Ganges
zu 5 bis 6, für die Seine und den Batang Lupar von
Borneo zu ca. 2 m, für die Dordogne zu V* bis 1 m 7 und
für die übrigen französischen Flüsse zu einigen Deci-
raetern angegeben. — In der Zeit ihres Auftretens scheint
sie allgemein an die Syzygien gebunden: in der Dordogne

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278

Die Flußgeschwelle.

und Garonne tritt sie außerdem auch bei sehr kleinem
Oberwasser auf, also im Sommer bei jeder Flut, dagegen
im Ganges nur in der Regenzeit von Juli bis September,
also bei größtem Oberwasser, und Springzeit; im Ama-
zonenstrom bei den Aequinoktionalspringfluten, wenigstens
wird sie dann am großartigsten. Nach Comoy ist bei
einigen französischen Flüssen eine bestimmte Minimai-
Fluthöhe erforderlich, damit der Mascaret sich ausbildet,
aber nicht bei jeder gegebenen Fluthöhe wird die Welle
gleich groß, bisweilen fehlt sie auch ganz, was mit Varia-
tionen des Oberwassers zusammenhängen dürfte.

Bei einigen Flüssen tritt die Sprungwelle erst ein
gut Stück oberhalb der Mündung auf (Ganges, Seine,
Orne, Garonne und Dordogne, Viiaine, Charente, Batang
Lupar), bei anderen, und das ist der seltenere Fall, gleich
über der Mündungsbarre (Couesnon). Immer aber ent-
steht sie über einer ausgeprägten Verringerung der Wasser-
tiefe im Flußbette oder einer sehr starken seitlichen
Verengerung, verbunden mit einer scharfen Beugung des
Bettes (Hugli bei Diamond Point). — Die Welle läuft
mit breiter geradliniger oder nach vorn sogar konkaver
Front den Fluß hinauf, eilt also an den Ufern, wo sie
brandet, vor, während in der Mitte bei sonst normaler
Wassertiefe die Welle keine Brandung zu zeigen pflegt.
Die von der brasilischen Pororoca beschriebenen esperas
oder „Wartestellen 44 über starken Austiefungen des Fluß-
bettes kommen auch in anderen Flüssen vor und sind
ein deutlicher Beweis für die Abhängigkeit der ganzen
Erscheinung von der Wassertiefe. Im Ganges und sonst
halten die Flußfahrzeuge die Regel fest, sich der Sprung-
welle möglichst in der tiefsten Fahrrinne und mit dem
Bug der Welle entgegenzustellen, niemals aber sich von
dieser quer gegen die Seite des Boots treffen oder am
Ufer überraschen zu lassen. In der Seine, wo vor der
Regulierung des Fahrwassers unter Napoleon III. die
Sprungwelle viele Boote scheitern ließ, war ihre Bewegung
gemäß der sehr gewundenen Fahrrinne eine unberechen-
bare. Gegenwärtig sind indes Verluste durch den Mas-
caret sehr selten.

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Erklärung der Sprungwelle.

279

Die Ursache der ganzen so merkwürdigen Erschei-
nung wird man mit Comoy wohl in dem eigenartigen
Verhalten der Flutwelle in ihrem ersten Stadium be-
trachten können, wo eine scharf ausgeprägte Verflachung
oder Verengerung (oder beides zugleich) des Bettes das
Durchflußprofil für die aus der See flußaufwärts gedrängte
Wassermasse plötzlich verkleinert. Wir sahen oben (S. 260),
wie dadurch die Hinterflut ein Extragefälle erhält. Alsdann
fließt das hier überschüssige Wasser mit vermehrter Ge-
schwindigkeit über die Vorderflut herüber bis an den Fuß
der Welle, wo es eine steil abfallende und von hinten
nach vorn sich überwälzende Wassermauer bildet. Bazin
hat die ganze Erscheinung experimentell dargestellt, in-

Flg. 45.
« Sjrriuup*nUU

dem er zeigte, wie eine große Uebertragungswelle,
in einen Kanal mit vorher ruhigem Wasser, aber variabler
Tiefe gebracht, sich genau ebenso verhält: sie brandet,
sobald ihre Höhe */s der Wassertiefe erreicht. Daß die
brandenden Partien einer jeden Welle eine größere Orbi-
talgeschwindigkeit (v) erlangen als ohne Brandung statt-
fände, haben wir bei früherer Gelegenheit (S. 87) schon
gezeigt. Es wäre aber ein Irrtum, darum den branden-
den Teilen der Sprung welle eine größere Fortpflanzungs-
geschwindigkeit (c) zuzuschreiben. Dem entsprechen die
Thatsachen doch nicht, denn alsdann müßten die beiden
Spitzen der seitlichen Brandung am Ufer, je weiter strom-
aufwärts die Welle läuft, desto mehr der Mitte voraus-
eilen, so daß das Bild der ganzen Sprungwelle von oben

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280 Die Flußgeschwelle.

■

her gesehen, eine sehr starke Konkavität der Front er-
geben würde. Diese Konkavität ist aber immer sehr
mäßig und steigert sich stromaufwärts nicht, was beweist,
daß nur eine Vergrößerung der relativen Bewegung oder
Orbitalbewegung (tf) in den brandenden Randpartien gegen-
über der nicht brandenden Mitte vorhanden ist. — Auch
die im Amazonenstrom, Ganges und der Seine beschrie-
benen sekundären Wellen, welche der eigentlichen Sprung-
welle mit ca. 1 bis 2 m Höhe nachfolgen (vgl. Fig. 45
nach Comoy) und in der Seine les Heule* heißen, zeigten
sich bei Bazins Experimenten. Die Geschwindigkeit nun,
mit der das Mascaret die französischen Flußgeschwelle
hinauf läuft, entspricht nach Comoy sehr nahe der für
Uebertragungswellen geltenden Formel:

c = yj2g (p+h) - U,

wo p die Wassertiefe bei Niedrigwasser, h die Höhe der
Sprungwelle und U die Stromstärke des Flusses bedeutet,
und da sich der Fuß der Flutwelle nur mit der Ge-
schwindigkeit

bewegt, so ergibt sich hieraus, wie die Sprungwelle diesen
Fuß Überholt und sich ihm vorlagert.

Wir haben also danach in der Sprungwelle nur eine
besonders groß und lebhaft entwickelte „Uebertragungs-
welle" vor uns.

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Die Vertikalzirkulation der Ozeane.

281

Drittes Kapitel.

Die Vertikalzirkulation der Ozeane.

I. Die polare Herkunft des Tiefenwassers. ')

,Die in Bd. I, Kap. VI aufgezählten, durch Beobach-
tung festgestellten Thatsachen, die man in den Sätzen 1,
2 und 5, Bd. I, S. 243 und 244 zusammengefaßt findet,
zeigen, daß das Weltmeer sich, wie jede Flüssigkeitsmasse
von variabler Dichte, unter dem Einflüsse der Schwere
so geschichtet hat, daß die größte Dichte am Boden der
ozeanischen Becken gefunden wird und daß nach oben
hin die Dichte abnimmt, bis sie in der Oberfläche ihren
kleinsten Wert erreicht. Streng genommen genügen die
angeführten auf die Temperatur Verteilung bezüglichen Sätze
für sich allein noch nicht, um dies zu beweisen, denn die
Dichte des Seewassers hängt nicht allein von der Tempe-
ratur, sondern auch vom Salzgehalt ab, der, wie in Bd. I,
Kap. IV dargelegt worden ist, in verschiedenen Ozeanen, wie
auch in verschiedenen Tiefen desselben Ozeans nicht genau
derselbe ist. Den vollgültigen Beweis liefert erst der Ver-
gleich der thatsächlichen Dichten, d.h. der in verschiede-
nen Tiefen bei den dort herrschenden Temperaturen und
den vorhandenen Salzgehalten wirklich stattfindenden spezi-
fischen Gewichte. Die hierzu nötige Berechnung der that-
sächlichen Dichten (mittels einer der Formeln von Bd. I, 144)
ist für die sämtlichen Dichtebestimmungen auf der Chal-
lenger-Expedition durch Buchanan ausgeführt und ver-
öffentlicht worden [Bep. on the scient. restäts of the toywje
of H. M. S. Challenger. Physics and Chemistry, Vol. I, p. 2).
Die thatsächliche Wasserdichte an allen mehr als 2000 m

*) Aus dem Nachlaß von Prof. Dr. K. Zöppritz. Eigene Zu-
sätze habe ich [eckig] eingeklammert. Ü. Kr.

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282

Die \ r ertikalzirkulation.

tief gelegenen Stellen, wo Proben entnommen wurden,
ergibt sich hiernach für jeden Ozean als eine nahezu kon-
stante Größe, in deren kleinen Variationen einfache Regeln
kaum mehr aufzufinden sind. Beim Nordatlantischen Ozean
ist die als Mittel aus 53 Beobachtungen bestimmte that-
sächliche Dichte = 1,02850. Sondert man die 8 zwischen
1000 und 2000 Faden liegenden Beobachtungen ab, so
ergibt deren Mittel, in Tausenteln ausgedrückt, 28,39.
Der Unterschied ist so gering, daß man kaum darauf die
Behauptung begründen könnte, zwischen 1000 und 2000
Faden Tiefe fände eine Dichtezunahme statt, zumal die
lokalen Verschiedenheiten viel größer sind und ohne Rück-
sicht auf die Tiefe zwischen den Extremen 27,4 und 29,8,
sehr überwiegend aber zwischen 28,0 und 29,0 liegen.
Der Nordatlantische Ozean enthält bei weitem das dichteste
Wasser. Der Südatlantische ergibt die etwas niedrigere
Mittelzahl 28,1 mit den etwas enger bei einander liegenden
Extremen von 27,65 und 29,28. Der Indische Ozean hat
die freilich nur aus 9 Beobachtungen bestimmte aber sehr
gleichförmige Tiefendichte 27,7, welche gleichfalls dem
Nordpazifischen Ozean als Mittel aus 59 Bestimmungen
zukommt mit der geringen Schwankung zwischen 27,23
und 28,0. Der südliche Stille Ozean hat die etwas größere
Zahl 27,86 als Mittel aus 09 Beobachtungen zwischen
den Extremen 27,4 und 28,52; in ihm ist aber eine leichte
Abnahme der thatsächlichen Tiefendichte im südöstlichsten
Teil zwischen Tahiti und der Südspitze von Amerika (auf
etwa 27,7) unverkennbar.

Man kann also sagen, daß die Becken der Weltmeere
zum bei weitem größten Teil mit einer Flüssigkeit von
konstanter und maximaler Dichte erfüllt sind, deren ab-
soluter Wert im nordatlantischen Becken etwas größer ist,
als in den übrigen Ozeanen, während sich im südatlantischen
ein in der Mitte liegender Wert findet. Diese Schichtung
des Wassers ist nun in vollkommenem Einklang mit den
Gesetzen der Schwere, wonach die dichtesten Schichten die
tiefste Lage einnehmen müssen.

Es fragt sich nur, wie es möglich ist, daß die tiefe
Temperatur von nur etwa 1 0 sich auf dem Grunde der

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Die polare Herkunft des Tiefenwassers.

283

ozeanischen Becken selbst in tropischen Gegenden erhalten
konnte, während auf der Erdfeste überall beim Eindringen
in ähnliche Tiefen gesteigerte Temperatur gefunden wird
und die Oberfläche des Bodens unter den Meeren ebenso
wie die von der Atmosphäre bedeckte Oberfläche einen
langsamen Wärmestrom entläßt.

Denkt man sich den ganzen Wasserkörper der Erde
durch ein System von dünnen, senkrechten, bis zum Meeres-
boden reichenden Wänden, welche den seitlichen Austausch
des Wassers gänzlich verhindern, in parallelepipedische
Kästen von mäßigem Querschnitt (z. B. 1 qkm), verteilt,
so würde mit der Zeit eine ganz andere Wärnieverteilung
in diesem der horizontalen Beweglichkeit beraubten Ozean
stattfinden. In jedem Kasten würde durch die dem Boden
entströmende, wenn schon geringe Wärmemenge im Laufe
der Jahrtausende der Wasserinhalt sich erwärmen, bis
seine Temperatur gleich geworden wäre der mittleren
Wintertemperatur der Atmosphäre über der Oberfläche.
Höher kann die Temperatur nicht gelangen, weil die höher
temperierten Wasserteile spezifisch leichter werden, nach
oben steigen und im Winter ihren Temperaturüberschuß
an die Atmosphäre abgeben, während Wasser von der
Wintertemperatur der Atmosphäre oder, falls diese unter-
halb des Gefrierpunktes des Seewa£sers liegt von dieser
Gefriertemperatur den tiefsten Teil des Kastens einnehmen
würde. Nach hinreichend lauger Zeit würde sich also
auf dem Grunde jedes Kastens die Wintertemperatur des
über ihm. liegenden Teils der Atmosphäre finden. Diese
Erscheinung kann durch die Voraussetzung, daß die Kasten-
wände dasselbe Wärmeleitungsvermögen besäßen, wie das
Wasser, nicht wesentlich geändert werden, denn da die
Quantität von Wärme, welche aus 1 qkm Querschnitt des
Bodens strömt, überall gleich ist, wo der Boden aus dem-
selben Gestein besteht und die Wintertemperatnr der Ober-
fläche sich von Ort zu^Ort nur sehr langsam ändert, so
würde der Wärmeinhalt von einem Kasten zum anderen
nur einen sehr geringen Unterschied zeigen, folglich auch
der Wärmeaustausch durch Leitung unbedeutend sein.

Die Richtigkeit dieser Schlußweise wird durch die

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284

Die Vertikalzirkulation.

Erfahrung tiberall da bewiesen, wo einzelne Seebecken
oder Meeresteile durch unterseeische Schwellen von deu
großen ozeanischen Becken abgetrennt sind. Falls ihre
Tiefen unter diejenige Schicht hinabreichen, bis zu welcher
sich noch der Jahreswechsel der Temperatur beraerklich
macht, findet sich stets in der Tiefe konstant die mittlere
Wintertemperatur ihrer Oberfläche, wie dies der Satz 6 b,
Bd. I, S. 245 unter Anführung von Beispielen ausspricht.

In den offenen Ozeanen findet man nun aber tiberall,
auch unter den Tropen, Temperaturen, die den Winter-
temperaturen ziemlich hoher Breiten entsprechen. Solche
können sich in diesen Gegenden deshalb nur erhalten
durch horizontalen Austausch mit den Meeren hoher Breiten.
Die durch die Bodenwärme höher temperierten Schichten
werden kontinuierlich ersetzt durch Gewässer polaren Ur-
sprungs, welche ihre dem Gefrierpunkt des Seewassers
naheliegende Temperatur mitführen und sie auf dem Wege
nach den Tiefenbecken der Tropenozeane nur wenig erhöhen.

Dieser Ersatz bedingt aber überhaupt eine Zirkulation
der ozeanischen Gewässer in vertikalen Ebenen. Das durch
Abkühlung bis zum Gefrierpunkt schwerer gewordene
Wasser sinkt in den Polargegenden zu Boden nieder und
bewegt sich als mächtige Bodenschicht gegen den Aequator
hin, unterwegs um 2* bis 3 0 an Temperatur zunehmend.
In den Tropengegenden steigt das höher temperierte
Wasser empor und bewegt sich längs der Meeresoberfläche
wieder gegen die Pole, um dort von neuem abgekühlt zu
werden.

Die Vertikalzirkulation, oder richtiger gesagt, die
polare Herkunft des kalten Tiefenwassers in niedrigen
Breiten wurde schon 1800 von J. F. W. Otto in seiner
Hydrographie des Erdbodens S. 429 aus physikalischen
Gründen für wahrscheinlich gehalten und 1812, kurz nach-
dem die Temperaturabnahme in den höheren Schichten des
Atlantischen Meeres einigermaßen, zuverlässig beobachtet
war, von Alexander von Humboldt behauptet (Voyaye
aux re<jion8 tquhwxhdcs du Xouieau Confinent, Itelatioti
historiqiie , Vol. I, p. 73). Dieselbe Anschauung kehrt
dann in Aragos Berichten und Instruktionen zu wissen-

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Die polare Herkunft des Tiefenwasseis. 285

schaftlichen Reisen mehrfach wieder (Arago, Oeuvres, T. IX,
p. 65 ; 95, 201 , 255). Beide große Naturforscher finden einen
Beweis für die kalten Unterströme in der von Benjamin
Franklin zuerst (Transact. of the Amer. Soc. T. III.
p. 82) bemerkten und von Jonathan Williams durch
zwei Broschüren (Thermometrical Navigation, Philadelphia
1 790 und On the use ofthe thermometerin navigation, ib. 1 792)
praktisch verwerteten Thateache, daf3 bei der Annäherung
an Untiefen fast stets die Temperatur der Meeresoberfläche
abnehmend gefunden wird, weil durch den Anprall an
den sich hebenden Boden das kalte Unterwasser zum
Aufsteigen gezwungen wird. Aber es ist verhängnisvoll
für die weitere Entwickelung der Lehre von den ozeanischen
Bewegungen geworden, daß beide Gelehrte von Anfang
an den Dichteausgleich als durch Strömungen von meß-
barer Geschwindigkeit bewirkt sich vorstellten und dadurch
zu der noch bis vor kurzem viel verbreiteten Auffassung
Veranlassung gaben, daß die Hauptursache der großen
Meeresströmungen der Dichteunterschied zwischen den
polaren und äquatorialen Gewässern sei. Es hat indessen
schon zu Aragos Zeit nicht an solchen gefehlt, welche
diese Zirkulation richtig und getrennt von den eigentlichen
Meeresströmen auffaßten. So A. Erman, und Dumont
öVUrville hat in seinem großen Werk (Voyage de VAstro-
labe, Meteorologie, physique et hydrographie, Kap. III, p. 64*.
Paris 1833) ausgesprochen, daß diese Wasserversetzung,
befördert durch die Verdampfung unter der Tropensonne,
in breitester Masse, aber sehr langsam, in unmerklicher
Strömung (Courants insensibles), stattfinde. Auch Lenz
hat 1848 in seiner sehr präzisen Darstellung dieses verti-
kalen „Wirbels" (Poggendorfs Annalen Ergbd. II, S. 623,
aus Bull, phys.-inath. de VAcad. de St. Päersbourg, T. V),
sich vor einer Vermengung dieser Bewegungsform mit
den Meeresströmen gehütet. Dagegen ist durch Pouillets
bekanntes Lehrbuch der Physik und dessen deutsche Bear-
beitung die Lehre von der Entstehung der Meeresströmungen
durch Temperaturdifferenzen sehr weit verbreitet und von
vielen Gelehrten adoptiert worden (so z. B. von Buff,
Zur Physik der Erde, Braunschweig 1850, S. 178 [und

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286

Die Vertikalzirkulation.

W. Ferrel, mehrfach seit 1856, vergl. dessen themotion* of
fluids and solids on the earth's surface, rrprinted by Frank
WaldOy Washington 1882 und mehrere Aufsätze in Science
1886, Bd. VII, 75; 1U2; 187; Bd. VIII, 99; Pet. Mitt. 1886
Litteraturber. Nr. 189, 427 und 1887, Nr. 77]), hat dann
in Maury, dessen Verdienste um die praktische Schiff-
fahrtskunde weit über seinen theoretischen Leistungen
stehen, einen beredten Vertreter und durch dessen in vielen
Auflagen erschienene physische Geographie des Meeres
sehr ausgedehnte Anerkennung gefunden, ist dann auf
Grund neuer, doch immerhin noch viel zu sporadischer
Beobachtungen von Sarv (Annales hydrogr. 1868, p. 620;
Compt. rend. de Vacad. T. LXVII, p. 483, LXVIH, 522),
in etwas veränderter Form wieder aufgenommen worden,
bis ihr schließlich in England; in dessen seefahrenden Be-
wohnern die enge Verbindung zwischen Meeres- und Luft-
strömungen schon zu tief wurzelte, eine energische Oppo-
sition erwachsen ist, deren Wortführer J. Croll wurde
(Philos. mayazine 1870—71, Vol. XL, p. 233, XLII, p. 241,
sowie Climate and Time, London 1875, Kap. 6 bis 10).
Diesen verdankt man den ersten Beweis, daß die durch
Temperaturdifferenz bewirkte Strömung eine meßbare Ge-
schwindigkeit nicht haben kaun. Schon SirJohnHerschel
hatte in seiner physikalischen Geographie (Art. 57) ge-
zeigt, daß das Gefälle, welches zwischen dem Aequator
und den Polargegenden durch Temperatur- und daraus
folgende Dichtedifferenz entstehen kann, verschwindend
klein ist. Croll hat diesen Beweis vervollständigt durch
Anführung von Resultaten, welche Dubuat (Hydrauli que
Vol. I, p. 64, 1816) bei Versuchen über das zur Hervor-
bringung einer nachweisbaren Stromgeschwindigkeit nötige
Minimalgefälle erhalten hat. Danach war bei einem Ge-
falle von 1 : 500000 eine strömende Bewegung kaum mehr
wahrnehmbar und Dubuat schloß daraus, daß bei 1 : 1 000000
keine Bewegung mehr nachweisbar sein könne. Berechnet
man nach neuesten Daten, wie groß die Gefalldifferenz
zwischen Aequator und Polarkreis durch Temperatur-
differenz höchstens sein kann, so kommt ein noch kleineres
Gefälle heraus als das letztgenannte. Fußt man nämlich

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Die polare Abkunft des Tiefenwassers.

287

auf den vorher abgeleiteten Resultaten, daß in den offenen
Ozeanen das Wasser unter 1000 Faden oder etwa 2000 m
Tiefe, wo die mittlere Temperatur von 2° C. herrscht,
die Dichte von 1,0280 besitzt und nimmt an, daß unter
dem Aequator von 2000 m an aufwärts die Dichte gleich-
formig abnehme bis zu dem Werte 1,0220, der etwa der
geringste auf ausgedehnteren Strecken des Kalmengürtels
gefundene Wert der thatsächlichen Oberflächendichte ist,
so ist bei Annahme einer mittleren Tiefe der Ozeane von
3700 m (vergl. Bd. I, S. 62), der hydrostatische Druck am
Aequator gleich dem einer 1700 m hohen Wassersäule
von der Dichte 1,0280 plus dem einer 2000 m hohen Säule
von der mittleren Dichte 1,0250. Nimmt man am Polar-
kreis die thatsächliche Dichte der ganzen' Wassersäule bei
der dort herrschenden niedrigen Temperatur zu 1,0280
an, welche Zahl nach den Befunden der norwegischen
Nordmeerexpedition (s. Bd. I, S. 160), eher noch zu •groß,
als zu klein ist und von anderen Dichtebestimmungen im
Polarmeer nirgends übertroffen wird, so hätte man hier
eine Wassersäule von 3700 m Höhe und 1,0280 Dichte.
Die Druckdifferenz gegen die äquatoriale Säule rührt also
nur von der Verschiedenheit der Gewichte der oberen
2000 m her und wird gemessen durch eine Wassersäule
von 2000 (1,0280—1,0250) = 6 m. Die Entfernung des
Polarkreises vom Aequator ist 66 */2 Breitengrade zu
je 111000 m, also = 7 400000 m. Das Gefälle auf
dieser Strecke ist demnach etwa 1 : 1 200 000 , also viel
zu klein, um eine nachweisbare Stromgeschwindigkeit zu
erzeugen. Damit ist indessen keineswegs bewiesen, wie
Croll zu glauben scheint (Phil. May. 1871, Vol. 42, p. 264),
daß überhaupt kein Dichteausgleich stattfinde. Er geht
nur so langsam von statten, daß seine Stromgeschwindig-
keit unmeßbar ist und wird durch die übrigen Bewegungen
der Oberflächenschichten des Meeres völlig verdeckt, nament-
lich aber durch die großen meridionalen Meeresströmungen
vielfach befördert.

Derjenige, welcher die Vertikalzirkulation der Ozeane
in neuerer Zeit wieder nachdrücklich vertreten und ihr
zu allgemeiner Anerkennung verholfen hat, ist W. B. Car-

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288

Die Yertikalzirkulatiou.

pent er. Seit seiner Rückkehr von der in Gemeinschaft
mit Wyville Thomson und mit Unterstützung der Royal
Society in London 1868 unternommenen Tiefenerforschungs-
fahrt des „Lightning" in das Meer zwischen den Faröer-
und Orkney-Inseln hat er in zahlreichen Aufsätzen (Proc. of
the Royal Society, Vol. XVII. p. 186, XVIII, p. 453, XIX.
p. 185, 213, XX, p. 539: Proc. B. Geogr. Society, Vol. XV.
p.54, XVIII, p. 301, XIX, p. 507, XXI, p. 289), anfangs
nach der überkommenen Vorstellungsweise Dichteausgleich
und Meeresströmungen vermengend und dadurch Crolls
Widerspruch hervorrufend, im Verlauf der Diskussion aber
immer schärfer unterscheidend, alle Gründe, die für die
Vert ikal Zirkulation sprechen, in erschöpfender Weise ge-
sammelt und besprochen. Freilich hat sich Carpenter nie
von der sicherlich irrigen Vorstellung frei machen können,
daß die große Mächtigkeit der oberflächlichen Warmwasser-
schi cht des Nordatlantischen Ozeans jener Zirkulation zu
verdanken sei. Obwohl die oben S. 283 gegebene einfache
physikalische Ueberlegung die Notwendigkeit jenes Dichte-
ausgleichs schon evident hervortreten läßt, mögen doch
im folgenden noch eine Reihe von bekräftigenden That-
sachen zusammengestellt werden. Die experimentalen Be-
weise, welche Carpenter zu Hilfe genommen hat, be-
stätigen allerdings nur, daß durch Temperaturunterschiede
Ausgleichströmungen hervorgerufen werden, was kaum
eines Nachweises bedurfte, allein sie sind ohne Beweis-
kraft für die Ozeane, wo die Temperaturdifferenzen geringer,
die Ausdehnung des Gebietes, auf welches hin der Ausgleich
geschehen muß, ungeheuer viel größer und deshalb das
entstehende Gefälle um ebenso viel kleiner werden.

1. Der wichtigste Beweisgrund für den Dichteausgleich
der Ozeane durch Vertikalzirkulation ist die Erfüllung aller
Meeresbecken von mehr als 2000 m Tiefe mit Wasser
von gleichförmiger, maximaler Dichte und einer Temperatur
die zwischen 0° und 3° liegt. 1 ) Daß innerhalb dieser

*) Es muß hier darauf aufmerksam gemacht werden, daß nach
der inzwischen erschienenen Abteilung Physik und Chemie I des
großen Challenger-Reports die endgültig festgestellten Tiefen-

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Die polare Herkunft des Tiefen wassers. 289

mächtigen Schicht die Temperaturen nicht noch gleich-
mäßiger mit der Tiefe überall in denselben Stufen abnehmen,
sondern selbst auf engeren Gebieten kleine Schwankungen
zeigen, liegt darin, daß in der Nähe des Gefrierpunktes
die Dichteänderung des Meerwassers für 1° Temperatur-
änderung nur außerordentlich gering ist, eine Eigenschaft,
auf deren Rolle bei der Statik der Polarmeere Verfasser
schon früher aufmerksam gemacht hat (Poggendorfs Ann.
d. Phys. Ergbd. V, S* 525).

2. Die Thatsache, daß die tiefsten Bodentemperaturen
da gefunden werden, wo die großen Ozeane mit den Polar-
becken den breitesten und tiefsten Zusammenhang haben,
und daß sie umsomehr zunehmen, je weiter der Weg ist,
den das Wasser vom Polarbecken bis zum Beobachtungs-
ort zurückzulegen hat, liefert einen ferneren gewichtigen
Grund für die Zirkulation. Da das nördliche Polarbecken
durch seichte Schwellen von den übrigen Meeren in der
Tiefe getrennt ist, so kommt die Hauptmasse der Boden-
gewässer der großen Ozeane aus dem antarktischen Becken,
hat also einen weiten Weg bis in den Nordatlantischen und
den Nordpazifischen Ozean zurückzulegen und kommt dem-
zufolge dort mit einer etwas erhöhten Temperatur an,
während die südlichen Ozeane die tiefsten Temperaturen
haben. Besonders auffallend ist die Bodenschicht von 0,3°,
welche die größte Tiefe des westlichen Beckens des Süd-
atlantischen Ozeans bis gegen den 30. Breitengrad bedeckt
und in der Tiefe von etwa 4000 m durch Vermittlung
einer verhältnismäßig dünnen Mischungsschicht in die
mächtige Temperaturschicht von 2,8° übergeht, welche nahe-
zu die Hälfte allen atlantischen Wassers umfaßt. Diese
Thatsache, welche durch die Reihentemperaturen auf den
Stationen 324 bis 330 des Challevger auf das deutlichste
ausgesprochen ist, läßt sich nur durch Bestehen einer
Fortsetzung jener westlichen Tiefenrinne bis weit in das
antarktische Becken hinein erklären. — Die gleichmäßigeren

temperaturen gegen die noch im 6. Kapitel vorliegenden Buchs
mitgeteilten vorläufigen Werte um Bruchteile eines Grades, bis-
weilen mehr als V* 0 F. höher sind. Dieselben kommen dadurch
in bessere üebereinstimmung mit den Bestimmungen der „Gazelle".
Krümmel, Ozeanographie II. 19

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290

Die Vertikalzirkulation.

Bodentemperaturen von im Mittel 1,6° im Pazifischen
Ozean erklären sich durch dessen großen Querschnitt, der
den Bodengewässern freieste Ausbreitung gestattet. Wo j e i-
koff hat neuerdings (Iswestija d. kais. russ. geogr. Ges.
18S3, II. Abt., S. 05) gezeigt, daß noch ein anderer höchst
bedeutsamer Grund dafür besteht, daß das antarktische
Meer bei weitem mehr tief er kältetes Wasser zu der Ver-
tikalzirkulation liefert. Das land- und inselreichere, von
starken Süßwasserströmen genährte Nördliche Eismeer
bietet für die Eisbildung an der Oberfläche weit günstigere
Bedingungen, als das landarme Südpolarbecken, denn die
bedeutendste Eisbildung findet ja immer an Küsten, in
Buchten und in den spezifisch leichteren und deshalb an
der Oberfläche bleibenden, mit Süßwasser gemengten
Schichten und unter dem Einfluß sehr rasch sinkender
Temperatur statt, wie sie nur in der Nähe stark aus-
strahlender Festlandsflächen auftreten. Ist einmal die
Eisdecke gebildet, so schützt sie das darunter befindliche
Wasser vor stärkerem Wärmeverlust. Das salzreichere,
einer gleichförmigeren Temperatur ausgesetzte und der
Ansatzpunkte zur Eisbildung entbehrende Südpolarmeer
dagegen begünstigt die langsame Abkühlung bis zum
Dichtemaximum, bei welchem das Meerwasser, bevor es
fest wird, langsam in die Tiefe sinkt und durch minder
dichtes, d. h. wärmeres ersetzt wird. Dieses Meer nährt
also vorzugsweise die tieftemperierte Bodenschicht der
Ozeane, das nördliche dagegen die oberflächlichen Eisströme.

3. Die polar erkältete Bodentemperatur fehlt, wie schon
Bd. I, S. 245 und 301 ausgesprochen und an Beispielen
gezeigt wurde, in den durch unterseeische Schwellen ab-
gegrenzten Meeresbecken. Die Bodentemperatur in solchen
hängt von der Satteltiefe der Schwelle oder, was dasselbe
ist, von der Maximaltiefe der Verbindungsstraße mit dem
offenen Ozean ab und wird nach folgender Regel ge-
funden: Ist die mittlere Wintertemperatur über dem ab-
geschlossenen Meeresbecken tiefer als die Temperatur des
benachbarten Ozeans im Horizont des Verbindungssattels,
so ist das ganze Becken unterhalb dieses Horizonts mit
Wasser von jener Wintertemperatur gefüllt; ist aber die

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Die polare Herkunft des Tiefenwassers.

291

Wintertemperatur höher als die des Nachbanneeres im
Horizont der Schwelle, so ist dieses mit Wasser von der
Temperatur dieses Horizonts im offenen Meere gefüllt.
Beispiele der ersten Art bieten das Ochotskische und das
Mittelländische Meer, Beispiele der zweiten die südost-
asiatischen Randmeere. Keine Erscheinung weist deut-
licher als diese darauf hin, daß die Herkunft der tief-
temperierten Bodenschichten der Ozeane keine lokale,
sondern eine polare ist.

4. Wo die Oberflächenschichten der Meere durch
starke Strömungen in Bewegung gesetzt werden, und wo
Stauungen dieser Ströme stattfinden, zeigen sich die höher
temperierten Schichten durch eine deutliche Zwischen-
schicht von dem darunter liegenden Tiefenwasser getrennt.
Während in jenen Schichten die Temperatur mit der Tiefe
mäßig abnimmt, folgt dann in der Zwischenschicht eine
plötzliche, sehr rasche Abnahme bis auf die Temperatur
von 4 bis 5 °, die der oberen Schicht des Tiefwasserkörpers
zukommt und bis in etwa 2000 m Tiefe noch auf 3 0 sinkt.
Diese Thatsache, die besonders auffallend im Nordatlanti-
schen Ozean beobachtet wird, zeigt, daß der Tiefwasser-
körper von den strömenden Bewegungen der Oberflächen-
schichten nicht berührt wird, daß keine Strömungen von
merklicher Geschwindigkeit in dieselben eindringen, und
der ganze Kreislauf der Meeresströmungen sich in höher
gelegenen Schichten vollziehen muß.

5. Daß in der That in den Polargegenden das dort
erkältete Wasser zu Boden sinkt, beweisen unzweideutig
die Untersuchungen der norwegischen Nordmeerexpedition.
Das ganze Tiefenbecken des norwegischen Meeres ist, wie
schon Bd. I, S. 159 bis 161 nachgewiesen wurde, mit
salzreichem, atlantischem Wasser erfüllt, das sich, wie
sein Stickstoffgehalt beweist (s. Bd. I, S. 137 unt.), zuvor
an der Oberfläche befunden haben muß und durch Er-
kalten untergesunken ist; die Schmelzwässer des arktischen
Eises hingegen ziehen größtenteils mit dem Eisstrom längs
der Küste Ostgrönlands nach Süden und zwar zum Teil
über erwärmtem Wasser der großen atlantischen Nord-
osttrift. Dies beweisen die Bd. I, S. 324 angeführten

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I

292 Die Vertikalzirkulation.

Thatsachen, noch schlagender aber die von Hamberg
bearbeiteten Beobachtungen auf Nordenskiölds Reise an
der grönländischen Küste (Proc. of the B. Geogr. Soc. 1884,
p. 570). Nach diesen stellt sich t heraus, daü sowohl im
südwärts gehenden Polarstrom, wie im nordostwärts gehen-
den Irmingerstrome und ebenso auch in einigen der größeren
westgrönländischen Fjorde, die thatsächliche Dichte nach
abwärts überall zunimmt, daß also trotz der merkwürdigen,
wiederholten Wechsellagerung verschieden warmer Schich-
ten doch deren Aufeinanderfolge streng nach dem Gesetz
der Schwere stattfindet.

6. Wiewohl nach dem oben S. 287 Auseinander-
gesetzten nicht zu erwarten ist, daß der Dichteausgleich
zwischen Polar- und Tropengewässern als Strom von nach-
weisbarer Geschwindigkeit auftritt, so können doch lokale
Verhältnisse auftreten, wo eine wirkliche Strömung des
Bodenwassers ohne Zweifel vorhanden ist. Eine solche
Stelle ist durch Tizard auf dem tiefsten Sattel der Wvville-
Thomson-Schwelle zwischen Schottland und den Faröer
1882 aufgefunden worden (Proc. Boy. Soc, Vol. XXXV.
p. 202). Diese Schwelle trennt, wie in Bd. I, S. 322
und 323 angegeben wurde, ein kaltes und ein warmes
Gebiet. In der Mitte des unterseeischen Hügelzugs be-
findet sich eine etwa 13 km breite Einsenkung von 550
bis 600 m Tiefe, während die übrigen Teile des Kamms
sich der Meeresoberfläche auf mehr als 550 m nähern.
Dieser Schwelle zu zeigen nun die Isothermflächen des
nordöstlich liegenden kalten Gebiets eine beträchtliche
Einsenkung, die über den eigentlichen Sattel wieder etwas
ansteigt, um dann jenseits im warmen Gebiet rasch zum
Boden abzufallen. Während z. B. die Isotherme von
2° C. im Inneren des kalten Gebiets auf 01 0 21' N. Br..
3 o 44' Lg j n <jer Tiefe von 434 m gefunden wird,
liegt sie dicht vor der Schwelle in 60° 15' N. Br. und
7 0 30' W. Lg. in 006 m Tiefe und auf der Schwelle selbst,
etwa 10 km südwestlich von der vorigen Stelle, in 588 m.
um jenseits des Sattels, etwa 14 km weiter, den Boden
bei 730 zu erreichen. Beifolgendes Profil (Fig. 46), be-
zieht sich nur auf den Uebergang über den Sattel und

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Die polare Herkunft des Tieienwassers. 293

enthält nicht mehr den erstgenannten Punkt, der viel
weiter rechts zu liegen käme und gegen welchen hin
die tiefsten Isothermen sich wieder heben. Eine so stark
geneigte Lage der Schichten von gleicher Temperatur und

Fig. 4<i.

also gleicher Dichte (denn die Veränderlichkeit des Salz-
gehaltes ist hier unbedeutend) ist nicht möglich, ohne
daß dieses Gefälle nach Südwesten hin einen Strom der
Tiefenschichten bedingt, wobei allerdings das langsam
überfließende kalte Wasser sich rasch mit dem links be-
findlichen warmen vermischt und seine Temperatur abgibt.
Die von Tizard gegebene Karte, welche die von Wasser
unter 40 0 F. = 4,4 0 C. bedeckte Bodenfläche schraffiert
darstellt, zeigt deutlich, daß das kalte Wasser in zwei
Zungen über die beiden tiefsten Einsattelungen des unter-
seeischen Höhenzugs hinübergreift. Auch das Profil Fig. 46
zeigt, namentlich wenn man sich die Tiefenisothermen
rechts ansteigend verlängert denkt, in deren Verlauf ganz
die Formen, welche die Stromlinien einer über ein Wehr
strömenden Wassermasse annehmen. Auch die Beschaffen-
heit des Bodens, der aus Sand und Schotter besteht, deutet
auf einen darüber hingehenden, langsamen Strom hin.
Es kann aus diesen Gründen nicht bezweifelt werden,

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294

Die Vertikalzirkulatiou.

daß hier sich eine der tiefsten Einkerbungen des Randes
des Nordpolarbeckens befindet, über welche das tief er-
kältete Bodenwasser als wahrnehmbarer Strom abfließt.
In der That ergeben auch die Lotungen der norwegischen
Nordmeerexpedition zwischen Island und den Faröer, daß
ein ununterbrochenes unterseeisches Plateau von etwa
450 m beide Inseln verbindet (s. Bd. I. S. 84), nur in
der Dänemarkstraße findet sich vielleicht bei etwas größeren
Tiefen noch einmal Gelegenheit zum Ausfluß längs dem
Boden, wiewohl dies durch die erwähnten Temperatur-
m essungen von Nordenskiöld und Hamberg an "Wahr-
scheinlichkeit verloren hat.

II. Versetzung von Wassennasseu durch Unterschiede des

Salzgehaltes.

,Es kann nach den vorherigen Darstellungen kaum
mehr ein Zweifel übrig bleiben, daß die unter dem Ein-
flüsse der Schwere zustande gekommene Schichtung des
Meer wassers nach der Dichte, welche durch die Ver-
schiedenheit der Temperatur an verschiedenen Teilen der
Erdoberfläche gestört wird, sich immer wieder in dem
Sinne einer langsamen Vertikalzirkulation ausgleicht. Kann
die Geschwindigkeit der Wassermassen in diesem Kreis-
lauf an und für sich, mit Ausnahme vielleicht ganz ver-
einzelter Stellen, nur eine so geringe sein, daß sie sich
der Messung entzieht, so wird überdies die den Meß-
apparaten zugänglichere Oberflächenschicht des Meeres
von so mannigfachen und veränderlichen Impulsen in Be-
wegung gesetzt, daß in deren Strömungserscheinungen
keine Spur dieser Vertikalzirkulation bemerklich sein kann.
Die oberflächlichen Schichten des Ozeans werden nament-
lich durch zweierlei physikalische Vorgänge in großen
Massen in Bewegung gesetzt. Erstens durch die vom
Wind erzeugten Meeresströmungen und zweitens durch
die Verdunstung. Diese beiden Ursachen wirken im großen
Ganzen in demselben Sinne, wie die Vertikalzirkulation und
fördern dieselbe also. Die Meeresströmungen werden im

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Einwirkung der Verdunstung.

295

folgenden Kapitel eingehend betrachtet werden. Die Be-
wegungserscheinungen, welche durch die Versetzung von
Wassermassen durch die Wärme (Verdunstung) und die
Schwere hervorgerufen sind, sollen noch hier abgehandelt
werden.

In der Tropenzone ist die Verdunstung von der Meeres-
oberfläche eine bedeutende. Nach den Messungen an
einigen Küstenstationen verdunstet jährlich eine Schicht
von 2 bis 3 m Dicke. Das der Atmosphäre in Dampf-
form beigemengte Wasser wird größtenteils in höhere
Breiten getragen und fällt dort als Regen nieder. Die
gemäßigten Zonen beziehen den bei weitem tiberwiegenden
Teil ihrer Niederschlüge aus der heißen. Durch diese
Massenversetzung entsteht eine Niveaustörung, die da-
durch ausgeglichen wird, daß in den Gebieten der starken
Verdunstung das Wasser sich etwas hebt, in den Ge-
bieten des Niederschlags sinkt. Hierdurch wird also
eine Vertikalzirkulation in demselben Sinne entstehen, wie
die durch den bloßen Wärmegegensatz bedingte. Aller-
dings muß hinzugesetzt werden, daß die erzeugte Be-
wegung ebensowenig nachweisbar sein kann, wie jene.
Durch die Verdunstung können aber sehr kräftige Ströme
unter besonderen, ziemlich häufig vorkommenden Um-
ständen entstehen, und diese pflegen dann für den Haus-
halt der Natur von hervorragender Bedeutung zu sein.

Nach den Nivellierungen der europäischen Grad-
messung (s. deren Generalbericht f. 188182, sowie Ann.
d. Hydr. 1884, S. 324) liegt der Spiegel des Mittel-
ländischen Meeres um etwa 0,6 m tiefer als der des Atlanti-
schen Ozeans.

Nach dem Nivellement von Ostende nach Marseille liegt das
Mittelwasser der Nordsee über dem des Golfs du Lion 0,724 m:
nach dem spanischen Nivellement liegt der Ozean bei Santander
0,663 m über dem Mittelmeer bei Alicante; nach dem Nivellement
von Swinemünde über Eger zum Adriatischen Meere liegt dieses
0,499 m unter dem Ostseespiegel, der selbst 0,066 m unter dem
Nordseespiegel bei Ostende und 0,093 m unter dem bei Amster-
dam liegt (vgl. auch Bd. I, S. 37).

Diese Höhendifferenz, welche sich indessen durch
Berücksichtigung der Schwerezunahme mit der Polhöhe,

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296 Die Vertikalzirkulation.

wie Helmert (Jheorien der höheren Geodäsie II, 549,
Anm.) gezeigt hat, noch um einige Dezimeter verringern j
dürfte, ist sicherlich zum großen Teil der außerordentlich
starken Verdunstung im Bereich des Mittelmeerbeckens
zuzuschreiben (Marseille 2,3 m jährlich), welcher die ziem-
lich schwachen Regen und die Zufuhr durch Flüsse nicht
das Gleichgewicht zu halten vermögen. Teilweise rührt
aber die Höhendifferenz gewiß auch von dem Anstau der
atlantischen Gewässer gegen die Küsten Westeuropas her,
der durch die auf dem Ozean vorherrschenden westlichen
Winde hervorgerufen wird. Die Folge dieser Höhen-
differenz ist der von alters her bekannte Gibraltarstrom,
der mit seltenen Unterbrechungen dem Mittelmeer atlanti-
sches Wasser zuführt. Seine mittlere Geschwindigkeit ist
nach Smyth (The Medüerranean , London 1854, p. 160)
in der Stunde 2 bis 3 miles, d. h. 3,7 bis 5,5 km. Wie
Nares (Proc. R. Soc, Vol. XX, p. 97) nachgewiesen hat,
wechselt aber die Stromgeschwindigkeit regelmäßig mit
den Gezeiten, indem der Strom bei fallender Ebbe stärker,
bei steigender Flut schwächer wird und sich in letzterem
Falle, wenn noch überdies Ostwind weht, öfters umkehrt,
d. h. aus dem Mittelmeer in den Atlantischen Ozean geht.
Der größte von Nares beobachtete Weg, der in dieser
letzteren Richtung während einer Flutzeit von einem Teil-
chen der Wasseroberfläche zurückgelegt wurde, betrug
3,7 km, während in einer Ebbezeit nach Osten wenigstens
18,5 km zurückgelegt wurden. Die größte beobachtete
Einlaufgeschwindigkeit betrug 8,1 km die Stunde. In der
Tiefe der Straße von Gibraltar bewegt sich jedoch das
Wasser im allgemeinen in entgegengesetzter Richtung,
d. h. aus dem Mittelmeer hinaus. 'Auch dieser Strom ist -
periodisch mit den Gezeiten, doch so, daß die auswärts-
gehende Bewegung die überwiegende ist. Während das
einfließende Wasser des Atlantischen Ozeans eine Dichte
von etwa 1,027 hat, besitzt das im Unterstrom abfließende
die Dichte der mittleren Schichten des Mittelmeeres, näm-
lich etwa 1,029 (s. Bd. I, S. 170). Die Mechanik dieser
Wechselströmungen ist bereits oben (S. 224 ff.) näher
betrachtet worden, doch muß hier auf die große Wichtig-

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Strömungen von Gibraltar und Bab-el-Mandeb. 297

keit derselben für die Konservierung des Salzgehaltes des
Mittelnieeres aufmerksam gemacht werden. Wenn stets
nur atlantisches Wasser in das Mittelmeer einströmte,
so würde, da nur reines Wasser verdunstet, der Salz-
gehalt dieses Meeres dauernd wachsen müssen, wofür
aber keinerlei Anzeichen vorliegen. Nur die Abgabe
spezifisch schwereren Wassers längs dem Boden der
Meerenge ist im stände, das Gleichgewicht aufrecht zu
erhalten.

Was geschieht, wenn ein stetiger Seewasserstrom
ohne Gegenstrom in ein starker Verdunstung ausgesetztes
Becken eingeht, zeigen die Randlagunen und Seen des
K aspischen Meeres, insbesondere das Karabugashaff. Nach
Baers Kaspischen Studien (Bull, phusico-incith. de Vctcad.
de St. Petersbourg, Bd. XIV, 1856, S. 14) lauft in dieses
flache Becken, dessen Oberfläche ungefähr gleich der des
Regierungsbezirks Kassel ist, über eine nur 5 Fuß tiefe
Schwelle ununterbrochen ein Strom Kaspischen Wassers.
Obwohl der Salzgehalt des Kaspischen Meeres in der
Gegend der Halbinsel Mangyschlak nur 1,4 Prozent be-
trägt, so hat sich doch durch die starke Verdunstung in
dem Karabugasgolf eine gesättigte Salzlösung gebildet,
welche fortwährend Salz auskrystallisieren läßt und sich
allmählich in eine riesige Salzpfanne verwandelt, wie sie
z. B. der Eltonsee schon ist. Für das Kaspische Meer
spielen der Karabugasgolf und einige andere kleinere Golfe
oder Haffe die interessante Rolle, daß sie eine Zunahme
seiner Salinität, die bei dem trockenen Klima zu erwarten
wäre, verhindern.

Die Erscheinungen der Straße von Gibraltar wieder-
holen sich in verstärktem Maße in dem Bab-el-Mandeb.
Das Rote Meer liegt in einem der heißesten und trockensten
Gebiete der Erdoberfläche und empfängt durch Regen und
Zuflüsse nur verschwindend kleine Wassermengen, während
die Verdunstung eine kolossale ist: Reclus schätzt sie auf
7 m im Jahre (La Terre, Vol. II, p. 114); die Ver-
dunstungsbeobachtungen in Indien geben im Jahresmittel
eine tägliche Verdunstung von 0,25 bis 0,5 engl. Zoll,
also im Jahre 432 bis 303 cm (Blanford, Meteorologe of

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298

Die Vertikalzirkulation.

IndicL § 105). Die gesamte verdunstete Wassermenge
mute also aus dem Indischen Ozean ersetzt werden. Dies
geschieht durch einen Strom, der den breiteren und tieferen,
zwischen der afrikanischen Küste und der Insel Permi
gelegenen Kanal Dacht-el-Majun durchfließt (nach Heuglin.
Peterm. Mittl. 1860, S. 357), während die östliche Straße
zwischen Perim und der arabischen Küste von einem süd-
wärts gehenden Strom durchflössen wird 1 ). Die Strömungen
sind jedoch nach Haines auch hier veränderlich mit Ge-
zeiten und Wind (Journ. of the R. Geogr. Soc, Vol. IX.
p. 127). W r ie Carpenter auseinandersetzt; muß, damit der
Salzgehalt des Roten Meeres unverändert bleibt, die Menge
des ausströmenden zum einströmenden Wasser sich wie
4 : 5 verhalten (Proc. of the lt. Geogr. Soc, Vol. XVIII.
p. 315).

Oberflächenströme in umgekehrter Richtung entstehen,
wo ein abgeschlossenes Meeresbecken mehr Wasser durch
Regen und Ströme zugeführt erhält, als es durch Ver-
dunstung verliert. Ein Beispiel dieser Art bietet das
Schwarze Meer, welches durch den Bosporus und die
Dardanellen einen nur bei starken Südwestwinden unter-
brochenen Strom schwach gesalzenen Wassers in das
Aegeische Meer ergießt. In den Dardanellen ist seine
mittlere Geschwindigkeit nach Wharton (Proc. of the Boy.
Soc, Vol. XXI, p. 387 ff. und Petermanns Mitth. 188V,
Lit. Ber. Nr. 83 und 84) 2,8 km die Stunde, mit einem
Maximum bei Tschanak Kalessi von 8,3 km; im Bos-
porus ist die mittlere Geschwindigkeit 4,0 km, wächst
und fallt aber wegen der vielen Windungen der Straße
beständig; das von Wharton beobachtete Maximum war
auch 8,3 km. In beiden Straßen bestehen aber gleich-
falls Unterströme, die den Oberflächenströmen immer ent-
gegengesetzt sind. In den Dardanellen scheint der Unter-
strom dem jeweiligen Oberstrom an Geschwindigkeit
proportional zu sein. Die Unterströme führen das schwerere

') Nach Kapitän Kropp wäre es gerade umgekehrt. S. Handb.
der Ozeanographie von Professoren der k. k. Marine-Akademie.
Wien 1855, S. 508.

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Einwirkung starker Niederschläge.

200

Wasser des Mittelmeers in das Schwarze Meer und ver-
hindern dessen völlige Aussüfcung 1 ).

Daß in Meeresstraßen, welche Wasserbecken von
verschiedenem spezifischen Gewicht verbinden, nur in
einer bestimmten Tiefe Gleichgewicht herrschen, dagegen
oben die leichtere und deshalb höher stehende Flüssigkeit
nach der Seite der schwereren, diese aber in der Tiefe
unter die leichtere sich schieben muß, ist leicht ein-
zusehen. E. Witte hat (Poggendorffs Annalen d. Physik,
Bd. 141, S. 317) eine einfache Formel angegeben,
welche die Niveaudifferenz n und die Tiefe »f, in welcher
kein Strom stattfindet, miteinander verbindet. Ist 5 das
spezifische Gewicht der leichteren, s y das der schwereren
Flüssigkeit, so kann Gleichgewicht nur in der Tiefe m
herrschen, wo (m -j- w) s = ms v Setzt man für s die
mittlere Dichte 1,0261 der oberflächlichen Schichten des
Atlantischen Ozeans außerhalb der Straße von Gibraltar,
für s } die mittlere Dichte 1,0278 des Mittelmeerwassers
in seinem westlichen Becken nach Carpenter (Proc. Boy.
Soc. XIX, 198), für die Niveaudifferenz beider Ozeane
n = 0,6 m, als ungefähren Mittelwert der oben angeführten
Nivellementsergebnisse, so erhält man als Tiefe, in der
kein Strom stattfindet, 362 m. Bei den angestellten Strom-
beobachtungen wurde die neutrale Schicht immer höher,
etwa in 200 m, gefunden, was von dem Einflüsse der
trichterförmigen Gestalt der Straße, vielleicht aber auch
daher 'rühren mag, daß man die geringere Dichte des

') [Die Grenze, bis zu welcher der nach Südwest gerichtete
Oberstrom in die Tiefe hinabreicht, ist von Wharton für Darda-
nellen und Bosporus zwischen 18 und 25 m gefunden worden.
Von da an abwärts war die Zunahme der Wasserdichte eine sehr
entschiedene, so bei Konstantinopel (15. Oktober 1872) von 1,014
auf 1,023 und mehr: bei Tschanak Kalessi (1. Oktober) von 1,017
auf 1,025 und mehr. Interessant ist, daß nach Wharton und
de Gueydon {Revue maritime et colon. tome 91, 1886, p. 338) in
beiden Engen unter dem Niveau von 50 m Tiefe wieder ein mit
dem Oberstrom gleich gerichteter südwestlicher Strom vorzu-
kommen scheint, dessen Stärke freilich gering ist, über dessen
Existenz und Bedeutung aber erst spatere L T ntersuchungen ent-
scheiden müssen.!

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300

Die Vertikalzirkulation.

Mittelmeeres in der Nähe des Ostendes der Strafte (oder
einen gemäß Helmerts Ausspruch verkleinerten Wert für « ,
z. B. 0,33 m) in die Formel einsetzen müßte. TJeber-
haupt zeigt diese in der Form:

fl8

daß die Tiefe der neutralen Schicht proportional dem
Niveauunterschied und umgekehrt proportional der spezifi-
schen Gewh tsdifferenz ist. Ist die Niveaudifferenz sehr
gering, so rückt die neutrale Schicht nahe an die Ober-
fläche. Dieser Fall findet statt in den Verbindungsstraßen
der Ostsee mit der Nordsee. Nach den angeführten
Nivellements liegt der südliche Teil der Nordsee sogar
um einige Centimeter höher als die Ostsee bei Swine-
münde. Trotzdem fließt das Ostseewasser fast immer,
wenn auch in sehr dünner Schicht, nach dem Kattegat
aus und das schwere Nordseewasser verbreitet sich in der
Tiefe weit in die Ostsee hinein, welche Verhältnisse schon
früher (Bd. I, S. 166 und 167) eingehender geschildert
worden sind. Es zeigt dies eben, daß auch ohne angeb-
bare Niveaudifferenz Wasserkörper von verschiedenem
spezifischen Gewicht nicht in Berührung kommen können,
ohne sich nach der Dichte zu lagern. Die Geschwindig-
keit, womit dies stattfindet und die dabei entstehenden
Stromlinien werden freilich viel mehr durch andere Ursachen,
insbesondere durch Winde und Gezeiten bedingt, worauf
erst später näher eingegangen werden kann. 41 )

III. Vertikaler Ausgleich des Windstaus.

Wir sahen bereits bei der Schilderung der Vorgänge,
welche die Brandung ausmachen, daß in der eigentlichen
Strandzone durch die überschlagenden Wellenkämme sich
Wassermengen anhäufen, welche im Ruhezustände des
Meeres dort nicht vorhanden sein würden und die einen

0 Hier endet da9 Manuskript von Professor Zöppritz.

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Einwirkung des Windstaus. 301

Ueberdruck hierselbst und damit als notwendige Folge
ein Abfließen des aufgehäuften Wassers am Boden ent-
lang hervorrufen (s. oben S. 93). Während diese Er-
scheinung, der sogenannte „Sog tt , meist nur eine gelinde
Unterströmung bedingt, wird durch gleichzeitig herrschen-
den auflandigen Wind der Ueberdruck durch allgemeines
Anstauen des Wassers an der Küste ein sehr beträchtlicher,
und dementsprechend dann auch der Strom entlang dem
Meeresboden verstärkt werden.

Die anstauende Wirkung des Windes tritt bei den klein-
sten Wasserbecken meist noch deutlicher in die Erscheinung
als bei größeren, wo sie sich mehr indirekt fühlbar macht ;
nur bei den Sturmfluten gelangt sie Überall zu Aeußerungen
ihrer Kraft, welche mit den verheerendsten Wirkungen
auf die Küstenlandschaften verbunden sein können. Auf
diese Verhältnisse ist übrigens schon bei früherer Gelegen-
heit im allgemeinen hingewiesen worden (Bd. I, S. 39),
doch müssen wir hier die Vorgänge mehr ins einzelne
verfolgen. Grundlegende Untersuchungen haben nach dieser
Richtung Prof. A. Colding (Kongel. Danske Videnskaberms
Sehkabs Skrifter, 5. Raekke XI und 6. Raekke I, Kjöben-
havn 1876 und 1881) und W. Ferrel (in zahlreichen
Aufsätzen der Nature vol. V und VI und neuerdings
Science, vol. VIII, 1886) angestellt, während dagegen in
einer von Zopp ritz (Wiedemanns Annalen d. Physik
N. F. VI, 1879, S. 608), versuchten Darstellung des
Windstaus der viel zu abstrakte Standpunkt der Analysis
eine klare Auffassung der natürlichen Vorgänge leider
verhindert und nur zu gänzlich negativen Resultaten ge-
führt hat. Die von Colding und Ferrel erzielten Er-
gebnisse sind ziemlich einfacher Art und lassen sich etwa
folgendermaßen formulieren :

1. Ein Luftstrom, der horizontal über eine vorher
ruhende, ringsum abgeschlossene Wassermenge von ge-
gebener Tiefe dahinweht, wird die Oberflächen teilchen
mit sich fortführen und an der Leeküste, wo er das
Wasser verläßt, aufhäufen, dagegen an der Luvküste
eine Depression unter dem Niveau der Ruhelage be-
wirken.

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302 Die Vertikalzirkulation.

2. Dieser Staueffekt ist direkt proportional der Länge
des Wasserbeckens: je länger dieses ist, desto weiter
kann der Wind ausholen, um die Wasserteilchen an der
Leeseite aufzuhäufen.

3. Andererseits ist der Staueffekt proportional der
Windstärke und zwar, nach Coldings Untersuchungen, dem
Quadrate der Windgeschwindigkeit. Ein doppelt so starker
Wind gibt also eine viermal so starke Anstauung, wenn
als solche der gesamte Niveauunterschied zwischen den
Wasserständen an der Luv- und Leeküste gerechnet wird.

4. Dagegen ist der Staueffekt umgekehrt proportional
der Wassertiefe, welcher Satz einige Erläuterung erfordert.

Je höher nämlich die Anstauung, desto stärker wird
der Ueberdruck, welcher in dem Wasserbecken das Gleich-
gewicht zwischen der Luv- und Leeküste stört. Infolge-
dessen entsteht jene Strömung, welche am Boden von
der Leeküste nach der Luvküste hin überschüssiges Wasser
entführt und so verhindert, daß bei andauerndem Winde
der Staueffekt sich nicht einfach proportional der Zeit
steigert. Wenn das W T asser tief ist, findet der Unter-
strom keinerlei Schwierigkeit, und so kann der Ueber-
druck zum größten Teil schnell beseitigt werden. Ist
aber das Wasser flach, so bewirkt das enge Durchfluß-
profil und dazu die Reibung am Boden, daß der Aus-
gleichstrom nicht so ergiebig werden kann: die Niveau-
erhöhung wird also nur zu einem kleinen Bruchteil durch
diesen Unterstrom beseitigt werden. Darum also das
Gesetz: der Staueffekt ist umgekehrt proportional der
Wassertiefe, er ist groß bei geringer, klein bei beträcht-
licher Wassertiefe.

Das Endresultat wird also eine mehr oder weniger
ergiebige Niveauerhöhung an der Leeküste sein. Nennen
wir h den Niveauunterschied zwischen den Wasserständen
der Luv- und der Leeküste, w die Windgeschwindigkeit
(in Meter per Sekunde), / die Länge des Wasserbeckens
(in Meter), p die mittlere Tiefe desselben (in Meter) und
a den Winkel, welchen die Windrichtung mit der Ebene
des Profils macht, längs dem der Niveauunterschied be-
stimmt werden soll, so erhalt man nach Colding:

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Einwirkung des Windetaus

h = 0,000001526— .w*. cos a.

P

Die Prüfung dieser Formel auf Grund der Stauwirkungen in
der Ostsee bei der Sturmflut vom 12. bis 14. November 1872 er-
gab sehr günstige Resultate, welche bestehen bleiben, auch wenn
die von Colding benutzten Werte für die Windgeschwindigkeit
aus den offiziell englischen in die Köppens (gemäß der Tabelle
S. 68) umgewandelt werden. So ergab sich z. B. im Kattegat
zwischen dem schwedischen Orte Varberg und dem jütländischen
Fornäs am 13. November 2 Uhr nachmittags durch Pegelbeob-
achtungen ein Niveauunterschied von 6 dänischen (rheinl.) Fuß
oder 1,9 m. Die aus der Karte entnommenen Werte sind für
/ = 108 000, p = 21 m, a = 3 °, und für w = Stärke 9 Beaufort = 16 m
(bei einem barometrischen Gradienten von 5 mm) anzusetzen,
woraus sich h = 2,0 m berechnet. Zur selben Zeit betrug der
Niveauunterschied zwischen den Hafenorten auf Bornholm (-f 5,0
bis +6\0 Fuß) und Hemel ( — 0^6 Fuß) rund 2 m; setzen wir die
Distanz l zwischen dem Ostkap dieser Insel und Memel = 375 000,
p = 60 m, w = 15 m (Stärke 8 im Osten, 9 im Westen) und a = 8°,
so ergibt sich h = 2,13 ra.

Für Wasserbecken von größeren Dimensionen scheint die
Formel weniger geeignet. Denn es ist leicht einzusehen, daß auf
einer Küstenstufe oder einem flachen, der Küste vorgelagerten
Vorstrand der Stauungseffekt sehr viel bedeutender wird, als wenn
der Strand stark abschüssig ausgebildet ist. Für lange Strecken,
welche der Wind bestreicht, hat dann diese Ausbildung der Ufer-
zone nur einen sehr geringen Effekt auf die mittlere Tiefe, welche
man für das ganze Profil erhält. — Andererseits fehlt auch der
Formel ein Glied, welches der horizontalen Gestaltung des Wasser-
beckens Rechnung trägt: trichterförmig landeinwärts sich zu-
spitzende Golfe werden einen größeren Staueffekt aufweisen als
eine glatt verlaufende Küste.

Einige sehr überzeugende Beweise für die anstauende Thätig-
keit auflandiger Winde enthält auch Lentz' Werk über „Flut
und Ebbe und die Wirkung des Windes auf den Meeresspiegel";
so gibt er (S. 145 f.) folgende Zusammenstellung der Frequenz
der Winde zu Helgoland und der Abweichung der mittleren
Wasserstände am Pegel zu Kuxhaven im Jahre 1874:

Frühling Sommer Herbst Winter

WSW- und TF-Winde . . 25% 27 > 32°/o 19°/o
Wasserstände —8 cm —1cm -j-^cm +3 cm

Der Staueffekt erscheint gering, da die Nordsee nach Norden hin
geöffnet ist.

Ein klassisches Gebiet des Windstaus ist dann wieder das
Asowsche Meer. Mit seiner geringen Mittel tiefe von nur 10 m
und der großen Längenachse von 360 km bietet es Dimensionen

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304

Die Vertikalzirkulation.

dar, welche der Windwirkung ganz excessiven Spielraum lassen.
Bei einer Windstärke von beispielsweise 12 m würde sich bei
einer Windrichtung aus ONO oder IVSW aus der Coldingschen
Formel sogar ein Staueffekt von last 9 m berechnen, also an der
Leeseite eine Aufstauung von — }— 4-^5 m über, an der Luvseite eine
Depression im gleichen Betrage unter Mittelwasser. Da beide
Windrichtungen häufig und stark auftreten, so ist in der That
die Taganrogsche Bucht ganz außerordentlich ergiebigen Niveau-
schwankungen ausgesetzt. Baer in seiner bekannten Studie über
das Asowsche Meer sagt darüber (Bull. Acad. St. -Ptteisb. V, 1863,
89 f.): „Ein ganz anderer Umstand als die (behauptete) Abnahme
der Tiefe (des Asowschen Meeres in historischer Zeit) macht aber
die Fahrt auf dem nordöstlichen Busen beschwerlich und gefähr-
lich, nämlich der Wechsel in der Höhe des Wasserstandes. Dieser
Wechsel ist (schon sehr) bemerklich an den Ufern des großen
Beckens und staut das Wasser auf oder drückt es nieder, nach,
den verschiedenen Richtungen des Windes und nach dem Drucke
der Luft. So wurden am 10. November 1831 alle Fischereistationen
und Magazine an der Hachen Südostküste bei Atschujew weg-
geschwemmt. Er ist aber ganz besonders groß und gefährlich in
dem nordöstlichen Busen, denn es kann ein Schiff, das um Ladung
einzunehmen, vor Anker liegt und noch mehrere Fuß Wasser
unter dem Kiele hat, nach wenigen Stunden auf dem Grunde
sitzen. Alle Lotsenbücher (z. B. das von 1808 und 1854) sprechen
umständlich darüber und trösten nur damit, daß der Boden überall
weich ist und meist aus gutem Ankergrund besteht. Ja, das höchst
auffallende, kaum glaubliche Sinken des Wasserspiegels um 10 Fuß
(3 m) in wenigen Stunden, welches in einem (offiziellen) Bericht
erwähnt wird, erzählt der Verfasser des neuen „Lotsen*, der
Lieutenant Suchomlin, als von ihm selbst am 22. September 18-50
erlebt. Andere Angaben, die man zerstreut iu Reisebeschreibun-
gen und anderen Schriften findet, sind noch auffallender. So
sagt Clarke (1800), daß bei heftigen und anhaltenden Ostwinden
zuweilen das Wasser von der Taganrogschen Reede so weggedrängt
werde, daß man auf dem trocken gelegten Meeresboden nach der
gegenüberliegenden Seite, 20 km weit, gehen könne (ohne Zweifel
übertrieben). Umgekehrt staut sich aber auch das Wasser zu-
weilen ungemein hoch auf. Man will es im November 1849 bei
anhaltendem SW bei Taganrog um 18 Fuß (5,4 m) sich erheben
gesehen haben." Auch große Teile des Siwas oder Faulen Meeres
fallen bei anhaltendem Westwinde trocken, was schon den Alten
sehr wohl bekannt war. (Vgl. Smy th, Meditetranean, p. 281, auch
Beispiele aus dem Schwarzen Meere.)

Als notwendige Folge des Windstaus ergab sich uns
ein Unterstrom, am Meeresboden entlang; als ebenso
unerläßliche Bedingung des Windstaus aber ein Trans-
port von Wasser durch den Wind leewärts, also ein mit

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r

„Auftrieb 44 des kalten Tiefenwaseers. 305

dem Winde gleichgerichteter Oberstrom. Beide Strömungen
erzeugen somit eine vertikale Zirkulation, deren aufsteigen-
der Teil an der Luvküste, deren absteigender an der Lee-
küste des herrschenden Windes zu suchen ist. Diese auf
Ausgleich des Windstaus hinzielende Zirkulation ist nun
eine sehr verbreitete und in ihren Folgewirkungen höchst
auffallige Erscheinung in den Meeren der Erde.

Natürlich wird bei der großen und schnell leewärts
zunehmenden Wassertiefe der Staueffekt an den Küsten
der großen Ozeane ein verschwindender und vielleicht
kaum meßbarer sein, wie eine einfache Rechnung für die
Strecke im Nordatlantischen Ozean zwischen W 7 estindien
und der Senegalmündung zeigen mag. Hier wird /=4 770000
(45 Längengrade zu je 10G km), p = 4725, w = 8, a = 1 5 0
und daraus n nur 0,095 m (vorausgesetzt, daß für so große
Dimensionen die Coldingsche Formel noch als brauchbar
gelten darf), aber ein kleiner Unterschied, obschon nur
ein Gefälle von 1 zu 5000000, bleibt doch wahrschein-
lich und wird eine gelinde Zirkulation, nach Art der ali-
gemeinen thermischen zwischen Tropen- und Polarzone,
zu nähren imstande sein.

Dafür, daß dieses der Fall ist, liefert das Verhalten
der Wassertemperaturen einen deutlichen Beweis. Schon
in der Ostsee erzeugt namentlich im Sommer, wenn die
Oberfläche verhältnismäßig hoch erwärmt ist, an den Küsten
diese vertikale Zirkulation große Unterschiede in den Ober-
Ii ächentemperaturen. Nach längere Zeit anhaltenden Ost-
winden beobachtete Kapt. P. Hoffmann an Bord des
Kanonenboots „ Delphin" bei Memel am 9. August 1875
eine so starke Abnahme der Wasserwärme, daß diese
im Memeler Tief im Laufe des Tages von 19° auf 8°
fiel und am Morgen des 10. August nur noch 6° betrug.
Einige Stunden später befand sich das Schiff nur 4 bis
5 Seemeilen von der Küste, wo dann die Temperatur des
Oberflächenwassers plötzlich wieder 18° betrug; und am
folgenden Tage, ca. 35 Seemeilen von Land, fand sich
bei gleicher Oberflächenwärme von 18° erst in 70 m Tiefe
die Temperatur von 6° (Segelhandbuch für die Ostsee,
Bd. I, 59). Aehnliche Beobachtungen werden in den Bade-

Krümmel, Ozeanographie IT. 20

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Wirkungen des Windetaus.

orten an der Ostsee in jedem Sommer bei ablandigem
Winde gemacht, und in der Kieler Föhrde z. B. bewirken
Nordwinde im Spätsommer eine Erwärmung, Südwinde
eine sehr fühlbare Abkühlung des Badewassers. Ehedem
pflegte man bei der Erklärung dieses so auffälligen Tem-
peraturwechsels an kalte Oberflächenströmungen zu
denken, welche aus den nördlichsten Teilen der Ostsee
Wasser herbeiführen sollten. So z. B. meinte A. v. Hum-
boldt auf seiner Seereise von Swinemünde nach Pillau
im Sommer 1 834 die starke Abnahme der Temperaturen
bei Leba und Rixhöft allein erklären zu können; er fand
nämlich (offenbar bei Westwind):

bei Swinemünde 28,1°,

bei Treptow 20,3°,

östlich Leba 11,9°,

bei Rixhöft 11,8°,

östlich Heia wieder .... 22.2°.

Hagen (Wasserbau, HI, 1, 195), hat daran anknüpfend
sogar ein Strömungssystem der Ostsee konstruieren wollen.

Auch an der exponierten Südktiste Afrikas, in der
Simonsbai konstatierte die Challenger-Expedition bei ihrem
Aufenthalte im November 1873 ähnliche Temperatur-
schwankungen, welche schon damals auf Windstau oder
richtiger davon erzeugten Auftrieb zurückgeführt wurden.
Nachdem längere Zeit hindurch beständiger Südost geweht
hatte, betrug die Wasserwärme 16,7° bis 17,8°, welche
Temperatur auch außerhalb der Bai nahe dem Lande
gefunden wurde. Als aber ein heftiger Nordwest einsetzte
und das Wasser aus der Bai hinaustrieb, fiel die Tempe-
ratur in 6 Stunden bis 10,5°, und zwar herrschte diese
nicht nur an der Oberfläche, sondern auch bis zum Boden
in 16 m Tiefe. Auch weiter westlich in offener See hatte
der „Challenger* vorher diese Temperatur erst unterhalb
91 m Tiefe gefunden (Ann. d. Hydr. 1874, S. 84). Gerade
dieser letztere Umstand beweist das Aufsteigen dieses
niedrig temperierten W r assers aus der Tiefe.

Auf denselben Vorgängen beruhen die niedrigen Küsten-
temperaturen, welche sich im Atlantischen und Pazifischen
Ozean an der Ostseite des Passatgebiets, sowie an der

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1

I

Auftrieb an den tropischen Luvküsten. 307

Westseite des von Westwinden beherrschten Teils dieser
Ozeane finden : jedesmal liegen diese Küstenstreifen kalten
Wassers an der Luvseite des Gebietes. Die notwendig
zu dieser vertikalen Zirkulation gehörende Aufhäufung sehr
warmen Wassers an der Leeseite der betreffenden Meeres-
teile fehlt auch nicht, und überhaupt findet die ganze
Wärmeschichtung dieser beiden Ozeane erst ihre Erklärung
in dem Bestehen solcher ostwestlichen Vertikalzirkulationen.
Hierfür sollen im folgenden einige Beweise beigebracht
werden.

1. Das kalte Auftrieb wasser der tropischen Luvküsten.

Im Nordatlantischen Ozean zieht der Nordost-
passat das Oberflächenwasser aus der Gegend von Madeira
nach Südwesten hin und drängt es gegen die Nordküste
Südamerikas und ins Karibische Meer hinein. So findet
sich denn entlang der Küste von Marocco, der Sahara
und Senegambien bis zum Kap Verde hin, das eine
scharfe Wärmemarke bildet, kaltes Küstenwasser, dessen
Temperaturen um so niedriger sich herausstellen, je näher
der Küste man mißt. Nares und Buchanan fanden
(Proceed. Ii. Geogr. Soc. 1874, p. 333 und 1886, p. 764)
schon beim Kap Spartel die Meereswärme um 5 0 bis 6 0
kälter als an der gegenüberliegenden spanischen Küste;
auf der Höhe von Mogador waren an der Küste 15,6°,
während 20 Seemeilen seewärts 21,1° sich ergaben. In
der That sind schon hier die nordöstlichen Winde in allen
Monaten des Jahres durchaus vorherrschend (Ann. d. Hydr.
1875, 444). Dieses kalte Wasser hat eine ausgesprochen
dunkelgrüne (grau- oder flaschengrüne) Farbe und erzeugt,
da die darüber lagernde Luft erheblich wärmer ist, dicke
Nebel. Als sich G. Rohlfs im Monat August 1862 in
Agadir. an der Mündung des Wed Sus (südlich vom Atlas)
befand, war er verwundert über das dort herrschende
kalte Klima; vor Mittag durchdringe die Sonne den dichten
Nebel nie und auch in der Sonne sei es dann nicht über-
mäßig warm. — Der englische Atlas der Oberflächen-
temperaturen aller Meere (Charts shoicing the surface tem-

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308

Wirkungen des Windstaus.

jwratures of the Atlantic, Indian and Pacific Oceans etc.,
London 1884), zeigt für den Meeresstrich südlich der
Kanarischen Inseln ziemlich zahlreiche Beobachtungen,
welche übereinstimmend ergeben, daß an der Küste die
Wasserwärme durchschnittlich 3 0 bis 5 0 niedriger ist als
200 Seemeilen westlicher in See. Besonders kalt erscheint
dabei die durch das Kap Blanco nach Norden abgeschlos-
sene Bucht von Arguin, was auch durch die Beobach-
tungen der französischen Postdampfer, deren Kurs hier
sehr nahe unter Land verläuft, bestätigt wird (Ann. d.
Hydr.1883, 473). Weiter südlich fand Commander Bourke
(citiert bei HofFmann, Meeresströmungen S. 69), noch bei
der Insel öor^e (14° 40' N. Br.), im Februar nur 17,2°
und an der Mündung des Gambia im März 1865 nur 18,3 °,
während das Flußwasser fast 24 0 zeigte. Die Südgrenze
dieses kalten Wassers liegt meist beim Grünen Vorgebirge,
schwankt aber mit den Jahreszeiten nicht unerheblich,
wie wir bei Beschreibung der Guineaströmung später
sehen werden.

Im Südatlantischen Ozean erstreckt sich das kalte
Küstenwasser von der Kapstadt an nördlich bis über die
Kongomündung hinaus: überall ist dabei die Temperatur
im Innern der Buchten und Baien merklich niedriger als
in kurzem Abstände davon seewärts. Vor der Einfahrt in die
Bucht von Landana (5° 14' S. Br.) maß Dr. von Danckel-
mau im April 1882 eine Oberflächentemperatur von
29,6 °, als 40 Minuten später das Dampf boot in dem Hafen
Anker warf, war die Meereswärme auf 26,2° gefallen.
Selbst in der Bai von Jumba (3 0 20' S. Br.) fand noch
eine ähnliche Erniedrigung der Wassertemperatur statt,
indem das Thermometer im Innern derselben 26,6 °, außer-
halb derselben aber 28,2° zeigte (Verh. Ges. f. Erdk. zu
Berlin, 1886, S. 417). Auf der Höhe von Kap Catherine
(2 n S. Br.) war die Erscheinung aber nicht mehr zu be-
merken. Weiter südlich ist sie altbekannt und neuer-
dings von den Häfen in Lüderitzland mehrfach beschrieben.
So fand Dr. Pechuel-Lösche in der Tafelbai am
14. August 1884 die Meereswärme nicht unter 13,5°,
dagegen am 22. August in der Wallischbai 12,4° bis 11,9°.

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Auftrieb an den tropischen Luvküsten. 301>

Auf der Rückreise im November desselben Jahres von
dort fand er, mit Westkurs aussegelnd, die Meereswärme
von 12° bis 13° an der Oberfläche gleichmäßig seewärts
zunehmend, auf rund 150 km um 1°, so daß in 1U00 km
Abstand vom Lande 20 0 gemessen wurden. Vom fernsten
erreichten Punkte (29 0 S. Br., 3 0 0. Lg.), in südöstlicher
Richtung auf die Kapstadt zu segelnd sah er die Tempe-
raturen zunächst zwischen 18° und 21° schwanken und
erst hart am Gestade in der Tafelbai fielen sie plötzlich
bis 13,8° und 12,7° (Ausland 188(3, 851). Auch hier ist
das aufsteigende Wasser dunkelgrün und erzeugt Nebel.

Im Nordpazifischen Ozean erstreckt sich das kalte
Küstenwasser nordwärts von Kap San Lucas bis über San
Francisco hinaus. Der schroffe Uebergang aus dem blauen,
warmen (nicht unter 25° messenden) Tropenwasser ent-
lang der Westküste von Mexico und dem Eingang des
Golfs von Kalifornien hinüber in das kalte, fischreiche
Auftriebwasser entlang der Küste Unterkaliforniens hat
Buchana n (Proceed. B. G. Soc. 1880, 766) sehr an-
schaulich geschildert. Im Februar 1885 beobachtete er
in zwei Seemeilen Abstand vom Kap San Lucas noch 25,0 °;
eine halbe Stunde später, nahe dem felsigen Vorgebirge,
zeigte das Wasserthermometer nur 23 0 und nach einer
weiteren Stunde ganz nahe der Küste gar nur 18°.
Das war um 5 3 /4 Uhr nachmittags. In der Nacht vom
Lande abhaltend lief der Dampfer durch Wasser von
19,3°, am andern Morgen um 8 Uhr wieder unter dem
Land, 2 Seemeilen von Marguarete - Insel , aber maß
Buchanan gar nur 15°. Im Hafen von San Francisco
ergab sich die Wasserwärme zu nur 10°.

Am längsten bekannt und am besten studiert sind
die niedrigen Temperaturen entlang der Westküste
Südamerikas. Hier stellte sie A. von Humboldt
schon im Jahre 1801 fest, als er in Truxillo Ende Sep-
tember die Meereswärme zu 16°, in Callao Anfang Novem-
ber zu 15,5° maß, während die Lufttemperaturen 7° höher
waren (s. den Originalbericht in Berghaus' Länder- und
Völkerkunde, I, 576 ff). Als Humboldt am 25. Dezember
1802 von Callao nach Guayaquil segelte, fand er die

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310

Wirkungen des Windstaus.

Wasserwärme zunächst zwischen 21° und 22,5°, bis in
4 1 2 0 S. Br. am Kap Blanco das Schiff ihn binnen wenigen
Stunden aus Wasser von 20,4 0 in solches von 27 0 führte.
Indes scheint es, als wenn diese Grenze nicht immer am
Kap Blanco liegt, sondern in unseren Sommermonaten
auch weiter nach Norden bis 2° 15' S. Br. bei Pa. Elena
sich verschiebt, wo Dr. Th. Wolf im August 1875
noch das Wasser 4 0 kälter fand als im Flusse von Guaya-
quil und weiter in See (Verh. Ges. f. Erdk., Berlin 1879,
247). — Neuere Daten hat Kapt. P. Hoffmann (Zur
Mechanik der Meeresströmungen S. 75) gesammelt, aus
denen wir folgendes entnehmen. Wenn man nach Hum-
boldts Vorgang dieses kalte Wasser lediglich auf eine
oberflächliche Zufuhr durch einen Meeresstrom von
polarer Abkunft zurückführen will, so trifft man doch
auf Schwierigkeiten, insofern z. B. in Callao zuweilen
Temperaturen vorkommen, welche ebenso niedrig sind,
wie gleichzeitig die in dem Hafen von Valparaiso oder
Coquimbo beobachteten, welche doch 2500 bezw. 2100 km
südlicher liegen. Aus den in vierstündigen Intervallen an
Bord S. M. S. „Moltke" erfolgten Messungen der Meeres-
wärme an der Oberfläche während des Ankerns in den
eben genannten drei Häfen in den Jahren 1881 bis 1883
entnimmt Hoff mann u. a. folgende Mittelwerte:

Valparaiso 33° S. Br,
Coquimbo 30°
Callao 12°

-
-

November

14.8°
14,9°

Ein Meeresstrom von im Mittel 15 Seemeilen täglicher
Geschwindigkeit, wie sie dem Peruanischen Strom zu-
kommt, würde etwa 4 Monate brauchen, um den Weg
von Valparaiso oder Coquimbo nach Callao zurückzulegen:
wir müßten also im März in Callao etwa die Tempera-
turen erwarten, welche im November 20 Breitengrade
südlicher an der Meeresoberfläche vorhanden waren. Statt

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Auftrieb an den tropischen Luvküsten. 31 1

■

dessen finden wir gleichzeitig dieselbe Wasserwärme in
den mehr als 2000 km voneinander entfernten Hilfen.
Damit ist also ein Transport derselben durch einen Meeres-
strom an der Oberfläche ausgeschlossen. Dasselbe ergibt
sich aus dem auch hier mehrfach konstatierten, schnellen
Ansteigen der Temperaturen seewärts beim Verlassen der
Hafenbuchten. So fand Kapt. z. S. Hollmann (Ann. d.
Hydr. 1882, 362), an Bord S. M. S. „ Elisabeth" auf der
Reede von Callao am 28. Februar bei Windstille die
Wasserwärme zu 18,3°, alsdann in See dampfend 30 See-
meilen von der Küste 20,0 °, 80 Seemeilen von Land
23,8° und in 135 Seemeilen Abstand 27°. — Umgekehrt
beobachtete S. M. S. „Moltke" beim Einlaufen in die
Bucht von Pisco ein Fallen der W r assertemperatur von
10,7° auf 14,5°, und fand als absolut niedrigste Wasser-
wärme in Callao sogar nur 13,6°. Durch solche Befunde
erscheint die Abkunft dieses kalten Küstenwassers durch
Aufsteigen aus der Tiefe gesichert.

Auch die vom Passat jahraus jahrein bestrichenen Galäpagos-
Inseln liefern ein schönes Beispiel von aufsteigendem kalten Tiefen-
wasser an ihrer Leeseite, die immer die westliche der Inseln ist.
Schon Fitz-Roy fand im Oktober 1887 an der Ostseite von Albe-
marle-lnsel eine Wassertemperatur von 26,7°, an der Westseite
dagegen von nicht ganz 15° (Voyages of the Adventure and Beagle,
vol. II, p. 505). Einen ähnlichen Unterschied, wenn auch nur 5
bis 6° betragend, fand 1880 Kapt. Markham zwischen den beiden
Seiten der Inseln (Proceed. R. Geogr. Soc. 1880, 755), und ebenso
war im August 1875 Dr. Th. Wolf erstaunt, im Hafen von Sta.
Isabel an der Westküste von Albemarle-Insel um 2 bis 3° niedri-
ger temperiertes Wasser zu finden als außerhalb der Inseln (Verh.
d. Ges. f. Erdkunde, Berlin 1879, 246). Bei den Gahipagos-Inseln
fehlen daher die Korallenriffe, dafür liegt oder lag hier ein Haupt-
revier des Walfischfanges. — Hier wie an der Küste von Peru
und Chile ist es der kräftige Südostpassat, der, das Obertlächen-
wasser nach Westen drängend, an den Luvküsten des Festlands
und der Inseln Wasser aus der Tiefe hervorsaugt.

2. Das warme Wasser der tropischen Leeküsten.

Ein Blick auf die Karken der Oberflächen wärme der
Ozeane zeigt wie entlang den Ostküsten der tropischen
Kontinente sich das warme Tropenwasser anhäuft (Zeitschr.

i

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312

Wirkungen des Windstaus.

für wiss. Geogr. 1887, Taf. 2 und 3 und S. 32 f.). Wenn
man als tropischwarmes Wasser solches gelten läßt, das
eine höhere Temperatur als 24° besitzt, so hat dieses
eine Ausdehnung in Breitengraden:

Im

Im

Atlantischen Ozean

Pazifischen Ozean

Westseite

Ostseite

Westseite

Ostseite

Im Februar . .

56

22

49

25

Im August . .

61

21

57

17

Also im Westen durchweg die doppelte, wenn nicht die
dreifache Breite. Im Indischen Ozean ist diese Erscheinung
wegen der anders gearteten Luftbewegungen weniger aus-
geprägt: dort ist südlich vom Aequator eigentlich nur im
Februar (also am Ende des Südsommers) an der afrikani-
schen Küste eine entschiedene Anstauung von tropischem
Wasser vorhanden. Buchanan, der auch diesen Gegen-
satz klar ausspricht, hat darauf hingewiesen, wie in der
geographischen Verbreitung der riffbauenden Korallen
dieser Unterschied entscheidend auftritt: das kalte Auf-
triebwasser der Luvküsten duldet keine Korallenriffe, da-
gegen umsäumen diese mit Vorliebe den Festland- und
Inselstrand der Leeküsten.

Nach der oben gegebenen Theorie des Windstaus
muß an diesen Leeküsten das Wasser von der Oberfläche
langsam nach unten in die Tiefe gedrückt werden. Hier-
für so anschauliche Beweise wie für das Aufsteigen des
kalten Tiefenwassers an den Luvküsten beizubringen, ist
schwierig; man ist nur auf vieldeutige Indicien angewiesen.
Die Lage der submarinen Isothermen müßte eine solche
Bewegung verrateA: im Westen der tropischen Ozeane,
besonders nahe dem Aequator an den Küsten, sollten die
Isothermflächen tiefer liegen, als in der Osthälfte luv-
wärts gegen den Passat. Aehnliches läßt sich in der
That wenigstens hier und da nachweisen.

Im Nordatlantischen Ozean ergeben die Tempe-
raturlotungen der Challenger-Expedition im Februar und
März 1873 im Bereiche des vom Nordostpassat erzeugten

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Warmes Stauwasser der Leeküsten.

313

nördlichen Aequatorialstroms eine stetig von Osten nach
Westen zunehmende Absenkung der Isothermflächen, wie
nachstehende Tabelle (zusammengestellt aus den Chal-
lenger ßeports, Physics and Chemlstry, vol. I) ergibt.

Nr.

Schiffsort

Temperaturen in der Tiefe (Faden)

•

OberÜ.

50

100

150

200

300

5

24 f 20' N., 24° 28' W.

20,0°

18.5°

17,0°

15,6°

14,0°

11,4°

13

21 38 „ 44 39 „

22,2

20,7

18,9

17,6

15,7

12,5

22

18 40 „ 62 56 „

24,4

22,4

20,6

18,3

16,4

12,4

28

24 39 „ 65 25 n

23.9

23.3

19,6

18,1

17,5

14,6

Durch Leitung von Wärme in die Tiefe allein wird diese
Anordnung der Temperaturen wohl nicht zu erklären
sein. Bei anderer Gelegenheit habe ich berechnet (Segel-
handb. für den Atl. Ozean S. 22), daß die Isothermen
von 15° und 10° liegen:

Zwischen Kanarien und Kapverden . in bezw. 275 m und 630 rn
Oestlich von den Kleinen Antillen . „ „ 390 „ „ 620 „
Zwischen Puerto Rico und Bermudas „ „ 510 „ „ 755 ,

Auch hier also ein „Einfallen" der Isothermflächen nach
Westen hin, wie es die vertikale Zirkulation verlangt. —
Leider fehlen Temperaturlotungen im Meeresstriche nord-
östlich von Guyana ganz.

Im Südatlantischen Ozean ergeben die Lotungen
der „Gazelle* und des „Challenger 44 eine Lagerung der
Isothermflächen meist in gleichem Sinne, wenn auch die
Unterschiede so erheblich nicht sind, wie im nordatlan-
tischen Gebiet; überdies rühren die Beobachtungen aus
verschiedenen Jahreszeiten und Jahren her. Es ergibt
sieb aus denselben folgende Tabelle:

Nr.

-

Schiffsort

Temperatur in der Tiefe von (Faden)
Oberh\| 50 | 100 | 150 | 200 1 300

Gz. 34
Ch.339
Gz. 159
Ch.129

15°20'S., 6°41'0.
17 26 a 13 52 W.
13 45 , 25 41 „
20 13 . 35 19 „

17,0°
24,4
27,7
23,3

14,3°
20.6
23,5
20.3

12,6°
15,1
17,3
17,3

11,5°
144

9,9°

9,1
10,7 '
10,7

6,3°
4,2
6,1
6,4

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314

Wirkungen des Windstaus.

Für den Nordpazifischen Ozean stehen die Lotungen
der „Tuscarora tt zwischen Kalifornien und den Sandwich-
Inseln und des „Challenger" in den mittleren und west-
lichsten Teilen zur Verfügung, aus denen sich folgende
Daten entlehnen lassen:

Nr.

Schiffsort

Temperatur in der 1
Oberfl.| 50 1 100

'iefe von (Fa
150 | 200

den)
300

TU9C. .

Oh.261
Ch.225

26°22'N., 137° 19' W.
20 18 , 157 14 „
11 24 „ 143 16 0.

; 10.3°
25.8
26,8

17,1°

21.7

26,6

14,8°

15,4

21.3

9,7° 7,8°
10,4 9.2
12,6 9,6

5,0°

5,8

6.1

Dagegen sind die Daten für den Südpazifischen
Ozean wieder weniger überzeugend, weil aus dem öst-
lichen Teil des Passatgebiets vollständige Lotungsreihen
fehlen und in den westlichen inselerfüllten Räumen lokale
Anstauungen und Aufsaugungen des Wassers nicht aus-
bleiben können. Am meisten luvwärts liegt eine Lotung
von Bord S. M. S. „Bismarck" vom 7. März 1879 vor.
welche zwar nicht für genau 300 Faden = 549 m, sondern
nur für 523 m eine Temperaturangabe lieferte (Ann. d.
Hydr. 1881, 111). Im übrigen wählen wir einige Lotungen
der „Challenger" -Expedition aus, obschon die Resultate
namentlich für das Niveau von 150 und 200 Faden nicht

das Erwartete bestätigen. —

Nr.

Schiffeort

Tempe
Obcrfl.

ratur ii
50

i der Tiefe von (Faden)
100 1 150 | 200 1 300

Bisin .

Ch.278
„ 180
, 218

27° 22* S., 75°32'W.
17 12 „ 149 43 O.
14 7 , 153 43 „
2 33 ,144 4 n

21,4°
26,4
26.7
28,9

25,1 0

24,1

27,6

21,6°

22.7

22,7-

19,7°

16,6

14,3

14,8°

13.9

100

6.1°
7.9
7.8
7,6

Den Indischen Ozean liegen wir bislang im all-
gemeinen hier aus dem Spiel, weil er seiner Konfiguration
sowohl wie seinen Windverhältnissen gemäß ganz andere
Bedingungen für den Windstau und Auftrieb darbietet,
als die andern beiden Ozeane. Schon ein Blick auf die

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>

Auftrieb im Indischen Ozean. 315

Karten der Meerestemperatureti zeigt, daß entlang der
Westküste Australiens kein kaltes Küstenwasser gefunden
wird, im Gegenteil deuten die Isothermen eher eine Er-
wärmung an gegenüber den weiter in See gelegenen
Flächen. Auch der ganze klimatische Charakter West-
australiens entbehrt der Merkmale, welche an den übrigen
Luvküsten der Tropen sonst in so schöner Ueberein-
stimmung wiederkehren: keine Nebel, keine Regenarmut
hier in Australien, vielmehr reichliche Winterregen, keine
Temperaturverkürzung gegenüber der Ostküste für gleiche
geographische Breiten. «Wir dürfen daraus schließen/
sagt Hann (Klimatologie, S. <334), „dato an der Westküste
Australiens die kühle Meeresströmung fehlt, welche die
Temperatur der Westküste von Afrika und Südamerika
so stark erniedrigt. Dafür spricht auch der Vergleich der
Jahrestemperatur von Rottnest-Island (nahe vor der Mün-
dung des Schwanenflusses) mit jener von Perth unter
gleicher Breite. Die Insel ist um 0,3 0 wärmer, als die
Landstation, es kann also an dieser Küste kein kalter
Meeresstrom hinauflaufen. K Der Strom ist freilich vor-
handen, aber erst in größerem Abstände vom Lande, wo
ihn die Strom- und Isothermenkarten deutlich erkennen
lassen. Warum aber fehlt das kalte Küsten wasser hier
trotz des kräftigen Südostpassats im Indischen Ozean?

Die Erklärung hierfür scheint in der Konfiguration
des Australischen Festlandes zu liegen. Der Pazifische
wie der Atlantische Ozean sind im ganzen Bereich der
Tropenzone und darüber hinaus nach Osten hin durch zu-
sammenhängende Landmassen abgeschlossen. Australien
dagegen begrenzt nur zwischen 22° und 33° S. Br. als
raeridionale Schranke den Indischen Ozean. Nördlich von
22 0 S. Br. eröffnet sich zwischen den kleinen Sundainseln
und Nord westaustralien die Möglichkeit, für das vom
Südostpassat nach Westen gedrängte Wasser schon an
der Oberfläche Ersatz zu schaffen, in der einen Hälfte
des Jahres macht der Nordwestmonsun ganz Nord west-
australien sogar zu seiner Leeküste mit Wasseranstauung
an derselben, welche nach Südwesten abzufließen bestrebt
sein muß, und wir werden in der That im folgenden Kapitel

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316

Wirkungen des Windstaus

eine Strömung kennen lernen, welche diese doppelte Funktion
erfüllt. Alsdann bedarf es keines Aufsteigens von kaltem
Wasser aus der Tiefe und damit fehlt denn auch dem
südlichen Indischen Ozean solche auf Windstau beruhende
vertikale Zirkulation.

Dagegen zeigt an zwei begrenzten Stellen nördlich
vom Aequator an der Küste von Somaliland und von
Südarabien sich im Südwestmonsun so kaltes Wasser,
daü seine Herzuführung an der Oberfläche durch einen
horizontalen Meeresstrom von polarer Abkunft völlig aus-
geschlossen ist. Diese Kaltwassergebiete sind für den
Monat August sehr deutlich zu erkennen in dem vom
englischen Meteorologischen Amte herausgegebenen Atlas
der Oberflächentemperaturen. Während an der ganzen
tropischen Ostküste Afrikas die Wasserwärme in diesem
Monat sonst nirgends unter 24° bis 25° beträgt, kommt
gerade südlich von Kap Guardafui und der Insel Socotora
eine Kaltwasserinsel von im Mittel nur 21 0 bis 23° Wärme
vor und außerdem sind Schwankungen um dieses Mittel
im Betrage von 10 0 als beobachtet vermerkt. In Einzel-
fällen kommen nun hier, im heißesten Gebiet der Erde in
10° N. Br. im Hochsommer Wassertemperaturen vor,
welche noch nicht diejenigen erreichen, welche die Ost-
see- und Nordseebäder gleichzeitig aufweisen.

Sehr klar beobachtete dieselben Kapt. z. S. P. Hoffmann,,
indem er im Juli 1885 mit S. M. Kreuzer „Möwe" bei frischem
und zeitweilig stürmischem Südwestmonsun von Sansibar nach
Aden segelte. ..jBis Kap Warscheik (nördlich von Mogduschu)
hatten Wasser und Luft gegen die in Sansibar bestehenden Ver-
hältnisse nicht wesentliche Aenderungen gezeigt. Die Wasser-
temperaturen hatten immer 25° und darüber betragen. Sobald
die starke (das Schiff nach SO versetzende) Strömung aufgehört
hatte, fiel die Temperatur des Wassers zwischen 4° und 8° N. Br.
rapide und erreichte beim Ras el Chail ^PferdekopP) den abnorm
niedrigen Stand von 14.9 °. Infolgedessen fiel auch die Lufttempe-
ratur. Bei klarem Himmel stieg das Thermometer mittags nicht
über 20°. so daß man sich gern der Tropensonne aussetzte. Da-
bei war der Horizont dunstig und nachts taute es stark, das Meer
hatte ein tief olivengrünes, oft geradezu schwarzes Aussehen, ganz
nahe der Küste wurde es hellgrün, während in den normal warmen
Gegenden das Wasser stets tief blau war. u Eine Temperatur von
14.9° würde man im ganzen Indischen Ozean gleichzeitig erst

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Auftrieb im Indischen Ozean

317

polwärts 33° S. Br. nahe der australischen Küste finden. „Es
wurde zweimal beigedreht, 4 ' berichtet Kapt. P. Hoffmann weiter,
„um die Temperatur in der Tiefe zu messen, dieselbe fand sich
auf 45, 100 und 200 m mit der Oberflächentemperatur sehr nahe
ubereinstimmend 15,5° bis 15,3 °. u Im Golf von Aden dagegen
fand sich in 200 m Tiefe eine Temperatur von 23,4° gegen 30,6°
an der Oberfläche. — Hier ist also der stark das Wasser nach
Nordosten und Osten hinwegtreibende Südwestmonsun die Ver-
anlassung für das Aufsteigen von kaltem Wasser aus der Tiefe;
eine andere Erklärung erscheint kaum möglich (Ann. d. Hydr.
1886, 395; 1887, 27). Bemerkenswert ist, daß an diesem Teil der
afrikanischen Küste auch die Korallenriffe fehlen.

Ein zweites, wenn auch schwächer markiertes Kalt-
wassergebiet kennt der oben erwähnte englische Tempe-
raturatlas auch an der Südostküste Arabiens bei den
Kuria-Muria- Inseln. Während der Golf von Aden im
August im Mittel 28 0 Wasserwärme (allerdings mit einer
Schwankung von + 3,5°) besitzt, erhält die Umgebung
der genannten Inselgruppe nur 22 0 (mit einer Schwankung
von ± 2,5°). Kings im Norden, Osten und Süden ist
das Wasser gleichzeitig um 3° bis 4° wärmer. Auch
hier also die gleiche Wirkung bei gleicher Ursache. —
Die solche Kaltwasserzonen in den Tropen allgemein be-
gleitenden Nebel haben an den bezeichneten Küstenstellen
häufige Schiffsunfälle zur Folge; diese Nebel, nicht aber
Riffe oder andere unterseeische Gefahren haben diese
Küstenstriche schon seit alters in solchen Verruf gebracht.

Schon die griechischen Ostindienfahrer der römischen Kaiser-
zeit kannten und fürchteten die Nebel in der Umgebung der
Kuria-Muria-Inseln und an der gegenüberliegenden Küste Arabiens,
vgl. Periphis Maris Enjthraei §29 (Geogr. Graeci ntffl., ed. Ch. Müller,
II, 280: ywpa nacfbv fyoosa xal 6juxX£fcq)< Ueber diese „dicke
Luft" (wie auch der deutsche Seemann sagt) und die über dem
kalten Wasser ebenfalls nicht seltene Luftspiegelung dieser Gegen-
den vgl. auch Ritters Asien XII, 332, 344, 639. —

Das Auftreten kalter Küstentemperaturen in der Chinasee
bei Nordostmonsun westlich der Formosastraße bis nach Hainan
hin bedarf noch genaueren Studiums, ehe es diesen Phänomenen
ohne Bedenken einzuordnen ist. Denn es wäre möglich, daß der
entlang der Ostküste Chinas nach S setzende und aus kaltem und
leichtem Wasser bestehende Strom durch die hier im Winter nach
W gehende Küstenströmung weiter geführt wird, so daß durch
den Oberflächenstrom allein so kaltes Wasser bei Hongkong an-
langen könnte, ohne durch Tiefenwasser von unten her weiter ab-

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318 Wirkungen des Windstaus.

gekühlt zu sein. Andererseits ist diese Südküste Chinas jeden-
falls die Luvküste des Kordostmonsuns, und in einem abge-
schlossenen Becken wie die Chinasee müßte der Auftrieb- und
StauefTekt immerhin fühlbar werden. Der englische Atlas der
Obertlächentemperaturen zeigt entlang der Südküste China« eine
ganz schmale Zone von im Mittel 8° bis 10° niedrigerer Tempe-
ratur, als sich in 200 bis 300 Seemeilen Abstand in See findet.
Im November Bind die betreffenden Werte: an der Küste 20° bis
22°, in See über 28°; im Februar an der Küste 16° bis 18°. in
See 27° bis 28°. In den Sommermonaten ist die ganze Chinasee
durchaus warm (über 28 °, ja S0°). — Bei genauerem Studium
wäre das Augenmerk hauptsächlich darauf zu richten, ob im
Innern der Baien und Buchten die Wassertemperaturen besonders
niedrig sind, und namentlich auch, ob sie niedriger sind als die
Lufttemperaturen.

3. Die Windstau- und Auftriebzonen höherer Breiten.

Die Luvküsten höherer Breiten sind die Ostktisten
der Kontinente Amerika und Asien; die Westwinde, wenn
auch an Regelmäßigkeit nicht den Passaten gleichkommend,
tibertreffen diese doch meist an Kraft, überdies kann es
sich hier auch mehr um die mittleren Verhältnisse, als
um den im Augenblick jeweils herrschenden Zustand
handeln. Da ist es nun gewiß nicht zufällig, daß an der
Landseite der durch die Westwinde seewärts entführten
tropischen Warmwasserströmungen sich kaltes Wasser
einfindet, das man bislang ganz ausschließlich auf polare
Oberflächenströme zurückführte. Hier ist P. Hoff mann
der erste gewesen, der darin zum Teil wenigstens Auf-
triebwasser erkannt hat (Ann. d. Hydr. 1887, 26). Wie
wir sehen werden, ist es nun zwar nicht ausschließlich,
obwohl in erster Linie der herrschende westliche Wind,
welcher Strömungen wie den Floridastrom, Kuro-Shio
und Brasilienstrom aus ihrer meridionalen Richtung nach
Osten drängt; auch der Erdrotationswirkung ist in diesen
hohen Breiten ein gewisser Einfluß einzuräumen. Aber
wie sich in den luvwärts frei werdenden Raum die kalten
Strömungen, mehr oder weniger verstärkt oder genährt
durch Auftriebwasser, eindrängen, die als Labradorstrom,
Oya-Shio, Falklandstrom zu beschreiben sein werden, so
fehlt auch in die Tiefe abwärts drängendes Stauwasser
den Leeküsten dieser Breiten nicht ganz.

*

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Warmes Stauwasser an den Westküsten höherer Breiten. 319

Entlang der Westküste Europas zeigt der nordatlanti-
sche Ozean eine Wärmeschichtuüg, die man immer sehr
auffallend gefunden und zwar der Einwirkung des so-
genannten „Golfstroms" zugeschrieben, aber damit doch
eigentlich noch nicht erklärt hat. Aus den Lotungen der
„Porcupine* im August 1870 an der Küste der iberischen
Halbinsel, zwischen Kap Finisterre und St. Vincent ergibt
sich nämlich folgende Lage der Isothermflächen in der
Tiefe (in Meter):

12°

10°

8°

6°

5°

137

1189

1554

1692

1783

Noch weiter nördlich, im tiefen Wasser westlich vor dem
britischen Kanal, hatte die „Porcupine* im Sommer 1869
die Temperaturen von 8 0 in 1068 m, bei Rockall in 1009 m
und noch nördlicher in 59°35'N. Br., 9° 11' W. Lg.,
unweit dem Thomson-Rücken noch in 640 m Tiefe ge-
funden. Die Isotherme von 6° lag am letzteren Orte
noch in 1097 m (vergl. W. Thomson, Depths of the
Sea). Es würde das, wollte man lediglich an Wärme-
leitung von oben her denken, ein ganz außerordentliches
Phänomen sein; dagegen würde ein Abwärtsdrängen des
Stauwassers diese Wärnieanordnung wohl leichter erklären.
In der Golfstromzone nördlich von den Bermuden liegen
nämlich die bezeichneten Isothermflächen in folgenden
Tiefen (in Metern):

12°

10*

8«

6°

5°

737

824

903

1031

1154

(welche Werte Mittel aus den Lotungen Nr. 52 bis 57 b
der Challenger-Expedition vorstellen). Man sieht, wie
sämtliche Isothermflächen (von weniger als 12° Wärme)

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320

Wirkungen des Windstaus.

nach Nordost „einfallen". Die 6° Isotherme liegt selbst
nordwestlich von den Hebriden noch um 66 m tiefer als
im Floridastrom nördlich von den Bermuden.

Hierbei ist indes noch vieles sehr problematisch. Zu-
nächst müßte, entsprechend der dann sehr viel größeren Stärke
der Südwestwinde in dem Gebiet zwischen Neufundland
und den FarÖer, in den Wintermonaten der Staueffekt noch
deutlicher in die Erscheinung treten als im Sommer, wo
man bislang ausschließlich Temperaturlotungen in diesen
Teilen des Nordatlantischen Ozeans vorgenommen hat.
Ferner fehlt dieser Erklärung noch die notwendige Parallele
aus dem Nordpazifischen Ozean, wo aus dem analogen
Gebiet, der Bucht zwischen 40 0 N. Br. und dem Terri-
torium Aljaska Beobachtungen noch ganz mangeln (die
Lotungen der „Tuscarora* bewegen sich zu nahe den
Aleuten, einige ältere in Prestwichs Verzeichnis, Philos.
Transaäions vol. 165, Nr. 279 und 280, erscheinen zu
lückenhaft und wenig verläßlich). Wir werden bei späterer
Gelegenheit überdies auch in den „ Kompensationsströmen "
Vorgänge und Wirkungen kennen lernen, welche diese
auf Windstau und -Auftrieb beruhende Wärmeschichtung
auch auf anderem Wege nachahmen und wiederholen. Im
ganzen uud großen aber enthüllt sich uns in dem verti-
kalen Ausgleich dieser durch Winddruck erzeugten Niveau-
unterschiede eine Kraft, welche eine Art langsamer
Zirkulation in der Richtung der Parallelgrade erzeugen
kann, die also zu der allgemeinen zwischen Polar- und
Aequatorialgegenden senkrecht gerichtet ist.

Diese Vorgänge lassen sich auch experimentell leicht nach-
ahmen. Ein mit flachem Rande versehenes Gefäß wird fast ganz
mit Wasser gefüllt. Sperrt man alsdann durch hineingelegte,
passend geformte Metallstreifen einen schmalen Raum durch die
ganze Breite des Gefäßes hin seitlich ab, so läßt sich durch ein-
faches Darüberhinblasen ein Staueffekt nachweisen, dessen Auf-
trieb- und Stauströme leicht durch je einen an den beiden Enden
der Rinne in das Wasser gebrachten Tropfen Tinte sichtbar zu
machen sind. Es handelt sich hierbei keineswegs um einen
Flüssigkeits9trahl, wie etwa Zöppritz will (a. a. 0. 610), son-
dern eine kontinuierliche Strombewegung, die gar keine besondere
Kraft zu haben braucht; bei meinen Versuchen war ihre Ge-
schwindigkeit etwa 0,2 bis 0,3 m in der Sekunde, wobei der sie

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Ansichten von Zöppritz.

unterhaltende Luftstrom durch einen kleinen Dampfkessel erzeugt
wurde. Selbstverständlich wurde nicht nur auf diesem vertikalen
Wege der üeberdruck der Stauseite ausgeglichen, sondern an den
Rändern der Rinne zu beiden Seiten des Staustroms auch sehr
kraftige horizontale Gegenströme hervorgerufen. Der Staustrom
selbst war vielemal schwächer als diese an der Wasseroberfläche
sich vollziehenden Bewegungen. Ganz so verhält es sich auch in
der Natur, wo der Transport von kaltem Tiefen wasser an der
Luvseite nach oben, wie von stark durchwärmtem Oberflächen-
wasser an der Leeseite in die Tiefe ein sich sehr langsam ge-
staltender Prozeß schon darum sein muß, weil sonst jene Tempe-
raturgegen sätze noch viel schroffer sich ausbilden müßten, als
ohnehin gefunden wird. Richtiger und mit den Folgerungen,
welche aus Coldings Formel für große Wassertiefen zu ziehen
sind, aber auch nur für diesen Fall besser übereinstimmend, sagt
Zöppritz dann weiter: „Wenn erfahrungsgemäß der Windstau
auch bei andauerndem Winde gewisse, ziemlich enge Grenzen
nicht überschreitet, so kann dies wohl nur daran liegen, daß
schon die Vorwärtsbewegung der oberflächlichsten Wasserteilchen
in unstetigster, zusammenhangsloser Weise stattfindet. Bei merk-
lichem Wind erheben sich immer Wellen, auf deren Kämme der
Wind stärker einwirkt als auf ihre tiefer gelegenen Teile. Da-
durch finden Unterschiebungen und Umkippungen, also unstetige
Bewegungen statt. Bei solchen lokalen Lösungen des Zusammen-
hangs können aber leicht zwischen und unter den vorwärts ge-
schobenen Massen rückläufige Ausgleichsströmungen entstellen, so
daß also, wenn die Stauhöhe ihre Maximalgrenze erreicht hat,

Fig. 47 a.

der ganze Vorgang des Vorschiebens der Oberflächenteilchen und
des ausgleichenden Rückflusses gleicher Wassermengen innerhalb
Krümmel, Ozeanographie II. 21

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322

Wirkungen des Windstaus.

einer sehr dünnen oberflächlichen Schicht in unstetiger Weise
stattfände, wahrend die tiefer gelegenen Schichten ganz in Ruhe
blieben." Bedenken erregt nur der letzte Satz, der gegen die
Kontinuitätsbedingung verstoßen würde. Die Sachlage ist wohl
am besten' so zu formulieren, daß der Staustrom der Oberfläche
relativ schnell, aber wenig tief greifend zu denken ist, während
der Ausgleichstrom der Tiefe, bei dem vorhandenen großen Quer-
schnitt des gegebenen Durchflußprofils., ganz langsam, aber in
allen Wasserschichten wirksam auftreten muß. Kur unmittelbar
am Boden und in der Grenzschicht gegen den Oberflächenstrom
herrscht volle Ruhe. Also nicht wie auf Fig. 47 a (nach Carpenter),
sondern wie Fig. 47 b zeigt. —

Aus dem im Beginn dieser Darlegungen Gegebenen ist zu
folgern, daß der Staueffekt eines auflandigen Windes bei ab-
nehmender Wassertiefe je näher dem Strande, desto mehr sich
steigert, was in der Coldingschen Formel nicht zum Ausdruck
gelangt, da diese nur die mittlere Tiefe des vom Winde be-
strichenen Wasserbeckens . beachtet. In der That bestätigte mir
auch das Experiment, daß je sanfter das Ufer sich abböscht, auch
die Stromerscheinungen (Auftrieb- wie Staustrom) desto kräftiger
auftreten. —

In dem Unterstrom der Leeseite, welcher das angestaute
Wasser in der Tiefe luvwärts entführt, hat man vielleicht eine
Kraft , welche bei der Bildung der Wellen furchen auf flachem
Vorstrand nach auflandigen Winden beteiligt ist. Wir sahen oben
(S. 82 f.), daß die normale Wellenbewegung allein nicht geeignet
ist, solche parallelen Undulationen im sandigen Meeresboden auf-
zubauen. Nach den neueren Untersuchungen von Hunt und
G. H. Darwin (Proceed. K. 5oc, vol. 34 und 36), sowie von Ca 8.
de Candolle und Forel {Archive* des sciences phys. et nat., tome 9,
15. März und 15. Juli 1883), die sich nur zum Teil auf Beobach-
tungen in der Natur, vorzugsweise auf Experimente gründen, ist
es denn auch nicht mehr zweifelhaft, daß zwar eine Wellen-
bewegung mit ihren alternierenden Orbitalströmungen notwendig
ist, damit Wellenfurchen im Sandboden auftreten, aber daß auch
noch etwas anderes hinzutreten muß.

Die Experimente geschahen an flachen Gefässen mit senk-
rechten Wandungen, die, durch Schaukeln rhythmisch bewegt,
ihren flüssigen Inhalt zu stehenden Schwingungen veranlaßten.
Bei solchen bewegt sich die unterste Wasserschicht mit großer
Geschwindigkeit hin und her (s. oben S. 141), und eine Gruppe
zufällig stärker aneinander haftender Sandkörnchen erregt durch
seinen Widerstand an der jedesmal dem Strom zugewandten Seite
eine Anhäufung anderer Sandkörnchen, an der abgewandten Seite
dagegen einen kleinen Wirbel, der am Boden dem Orbitalstrom
entgegenläuft und ebenfulls Sandkörnchen nach der widerstehen-
den Gruppe hinführt. Da der Strom rhythmisch seine Richtung
wechselt, liegt dieser Wirbel bald auf der einen, bald auf der
anderen Seite des Kammes, der damit schnell anwächst.

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Entstehung der Wellenfurchen.

323

Bei systematischer Untersuchung ergab sich, daß die Ab-
stände der Furchungen voneinander (die „Lange 11 der Sandwellen)
einfach abhängig war von der Geschwindigkeit dieser Oszillation,
welche wieder proportional war der Amplitude und Periode der
Schwankung; dagegen verringerte sie sich mit Zunahme der
Wassertieie, und, wenigstens nach Foreis Behauptung, auch bei
Zunahme der Korngröße.

In diesen Experimenten handelt es sich um „stehende"
Schwingungen, bei denen die Wasserteilchen auf die Punkte oder
Linien der „Bäuche" zu gerichtete Bewegungen ausführen, welche
unter den „Knoten 1 - das Maximum ihrer Bewegung erlangen. So
sieht man in den mit Sand belegten Gefäßen in der That die
Sandwellen gerade unter den Knotenlinien ihre größte, unter den
Bauchen ihre kleinste Länge ausbilden. Nach längerer Dauer der
Schwankungen wird (bei einknotiger Schwingung) der Sand da-
durch überhaupt ganz aus der Gegend der Knotenlinie nach den
beiden Seiten fortgeschafft, indem die Sandwellen langsam dahin
wandern.

Es fragt sich nun, ob diese Wahrnehmungen an stehenden
Schwingungen sich ohne weiteres übertragen lassen auf die Aeuße-
rungen der fortschreitenden Wellen in der Natur. Am Strande
würden sich im günstigsten Falle stehende Schwingungen nur da
einstellen können, wo Wellen reflektiert werden. Das ist aber
nur möglich an sehr steilen Uferböschungen, wie sie nur Hafen-
bassins bei überall gleichmäßiger Wassertiefe und Sandgrund
zeigen. Aber ans den Beobachtungen von Hunt an der offenen
englischen Küste, wie meinen eigenen im Kieler Hafen, beide
stets an ganz flach ein schießendem Sandstrand angestellt, ergab
sich vollkommen übereinstimmend, daß weder von reflektierten
Wellen, noch sonst von stehenden Schwingungen hier die Rede
sein kann. Damit verbietet sich denn auch die Anwendung jener
Experimente zur Erklärung der Wellen furchen im Strandgebiet.

Schon aus Hunts Beobachtungen entnehme ich, obwohl er
selbst anderer Ansicht zu sein scheint, daß besonders schöne und
frische Wellenfurchen nach auflandigem Winde wahrzunehmen
waren. Nach eigener Erfahrung muß ich sogar annehmen, daß im
Kieler Hafen solche Furchen überhaupt nur durch auflandige
Winde sich frisch ausbilden. Wir sahen oben (S. 105), wie die
Entstehung der sogen. „Riffe u an sandigen Meeresküsten auf dem
Konflikt des Rückstroms (Ebbestroms) der Brandung mit dem
Zustrom (oder Flutstrom) der nächst anlangenden Welle beruht.
Tritt nun dazu noch bei auflandigem Winde eine Anstauung und
aus dieser ein seewärts gerichteter Unter- oder Sogstrom, eo wird
dieser unter dem Wellen kämm jedesmal von dem Gegeniauf der
Wasserteilchen umgewendet werden, während unter dem Wellen-
thal die Wasserteilchen mit dem Sogstrom gleiche Richtung
haben und ihn verstärken werden. Wenn nun auch dieser Unter-
strom nur einen kleinen Bruchteil der Orbitalgeschwindigkeit der
Wasserteilchen erreicht, so wird doch an den Stellen, wo er mit

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324

Die Meeresströmungen.

dem gegengerichteten Flutstrom der Welle kollidiert, leicht eine
örtliche Aufstauung der Snndkörnchen in Gestalt eines Walles
auftreten, der, einmal vorhanden, durch die beschriebene Wirbel-
bildung an seinen Flanken schnell zur richtigen Wellenfurche
auswächst. Das erklärt den Parallelismus dieser Furchen, wäh-
rend die Länge der Sandwellen abhängig ist von dem Ausmaß
der Horizontalverschiebung der die Welle bildenden Wasserfaderi.
also mit zunehmender Tiefe sich verkleinert, indem alsdann so-
wohl die Orbitalbewegung wie der Sogstrom an Kraft mehr und
mehr einbüßt. — Da solche Wellenfurchen am Meeresboden immer
nur nach starker Wellenbewegung im Wasser auftreten, so konnten
in der That die bei früherer Gelegenheit erwähnten Beobachtungen
von Siau (S. 32) als Beweis dafür dienen, daß noch in etwa 180
bis 190 m Tiefe die Wellenbewegung ein merkliches Maß besitzt.

■

Viertes Kapitel.

Die Meeresströmungen.

I. Einleitung.

Während die Wellenbewegung des Meeres, sowohl
in der Form der „Seen " , wie als Brandung am Strande,
oder als seismische Stoßwelle oder endlich als Ebbe und
Flut, Wirkungen äußert, welche auch dem Neuling schon
nach einer auf wenigen Stunden sich erstreckenden Be-
kanntschaft mit dem Meere in der einen oder anderen
Richtung auffallend entgegentreten, sind die Meeres-
strömungen eine Erscheinung, die dem aufmerksamen
Schiffer nur gelegentlich in Landnähe oder in engen
Meeresstraßen zum unmittelbaren Bewußtsein gelangt,
während in offener See sie nur aus einem zu ganz an-
deren Zwecken aufgesetzten Rechenexempel sich gewisser-
maßen nebenher ergibt, wenn nicht überhaupt bloße
Indicien als einziger Beweis für ihr Eingreifen aufzu-
finden sind.

Immer haben die Meeresströmungen darum für den

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Uebereicht.

325

praktischen Seemann an Bord, wie für den theoretisieren-
den Gelehrten am Studiertisch etwas Geheimnisvolles und
Dunkles, aber auch etwas Großartiges behalten; ja man
kann sagen, je sorgfaltiger das Phänomen beobachtet und
studiert wird, um so imponierender erscheint es im ganzen.
Handelt es sich doch um Bewegungen, die kontinuierlich,
wenn auch langsam und im Augenblick unsichtbar wirkend,
dennoch einen sehr ergiebigen Kreislauf an der Meeres-
oberfläche ins Werk setzen, hier das Polarwasser dem
Aequator, dort das Tropen wasser den Eismeeren zuführend,
nach Maury vergleichbar einem System von Arterien und
Venen im wogenden Schöße des Ozeans.

Eine Uebersicht über das System der Meeresströ-
mungen, wie es etwa nach dem gegenwärtigen Stand-
punkte der Kenntnisse sich abbilden läßt, bietet die diesem
Bunde beigegebene Karte. Die Bewegungen in allen drei
Ozeanen haben darnach soviel Gemeinsames, daß es nicht
schwer hält, folgendes Schema der Strombewegungen eines
ideellen Ozeans zu konstruieren, der zwischen zwei um
etwa 90° voneinander entfernten Meridianen gelegen,
von Pol zu Pol sich erstreckt.

Das Bild würde ein fast vollkommen symmetrisches
werden: In tropischen Breiten eine sowohl nördlich wie
südlich vom Aequator vorhandene allgemeine Strom-
bewegung nach Westen hin, getrennt durch eine nach
Osten gerichtete, zwischen die beiden „ Aequatorial-
ströme" eingeschaltete r/ Aequatorialgegenströmung u ,
welche an der Ostseite in die Westströmungen zurückführt.
Letztere biegen beide an der Westseite des Ozeans pol-
wärts um, verlassen aber in ca. 40° bis 50° Breite das
Ufer, um nunmehr nach Osten abschwenkend als „ Ver-
bindungsströme tt der Gegenktiste zuzustreben, wo eine
weitere Teilung in zwei Hälften erfolgt, von denen die
eine polwärts strebt, um aber dann wieder nach Westen
umbiegend bis in den Raum zurückzufließen, den die Ver-
bindungsströmung bei ihrem Abschwenken von der Küste
in 40° bis 50° zwischen sich und der letzteren gelassen
hat; während die zweite Hälfte an der Ostseite des Ozeans
dem Aequator sich zuwendet, um die Aequatorial Strömung"

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326

Die Meeresströmungen.

der gleichen Hemisphäre zu speisen. Beistehende Fig. 48
mag dieses ideelle Bild verdeutlichen.

Sechs Stromkreise wären in einem so gestalteten
Ozean vorhanden, je zu zweien symmetrisch gelegen; das
erste Paar polwärts von 50° Br.; ein zweites Paar zwischen
50° und 10° Br. und ein drittes Paar zwischen 0° und

Fig. 4*.

s

10 0 Br. Die Drehung erfolgt bei dem südhemisphärischen
immer im entgegengesetzten Sinne wie beim analogen
nordhemisphärischen Umlauf. Bei genauerem Vergleich
mit der beigegebenen Karte der Meeresströmungen wird
sich freilich ergeben, daß wegen anderer Konfiguration
der irdischen Meeresbecken in den höheren südlichen
Breiten (von 30 °S. Br. an), das Schema nicht so klar

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Kenntnisse der Alten

hervortritt, wie in den nordäquatorialen Zonen der Meere ;
im nördlichen Teile des Indischen Ozeans ist natürlich
das Schema noch weniger wiederzufinden.

Es ergibt sich daraus aber im allgemeinen, daß an
der Westseite der Ozeane zwischen 40 0 N. und 40 0 S. Br.
sich tropisch warmes Wasser anhäufen wird, welches pol-
wärts in sehr nahe und schroffe Berührung mit dem sehr
viel kälterem, den Polarräumen entstammenden Wasser
gelangt. An der Ostseite der Ozeane dagegen wird nahe
dem Aequator die Wassertemperatur am höchsten sein,
weiter polwärts immer niedriger werden als an der gegen-
überliegenden Küste, bis dann endlich von 45 0 Br. an im
Gegenteil das Wasser im Osten sehr viel höher erwärmt
ist, als im Westen unter gleicher Breite.

II. Entwickelter der Kenntnis von dem Wesen der Meeres-
strömungen.

Obgleich man annehmen muß, daß schon den Alten
Meeresströmungen, in dem modernen Sinne des Wortes
genommen, also eine kontinuierliche, horizontale Bewegung
der Wasserteilchen nach einer bestimmten Richtung be-
deutend, nicht unbekannt geblieben sein können, so ist
es doch auffällig, wie spärlich ihre Erwähnung in alten
Schriftstellern überhaupt ist, während die besseren geo-
„ graphischen und naturwissenschaftlichen Autoren sie gar
nicht berühren. Indes mag auch hier das Nichterwähnen
noch kein Nichtkennen beweisen. Indem Eustathius
in seinem Wörterbuch das Wort Okeanos von 6>x£oo<;
vdeiv, , schnell fließen 4 , ableitete, muß er an Meeres-
strömungen gedacht haben, wie ja auch die Odyssee mehr-
fach von dem ,Flusse Okeanos k redet (11, 157 und 638,
vergl. 20, 65). Auch die Segelhandbücher der Alten er-
wähnen Strömungen an besonders hervorstechenden Punkten
gewissenhaft. So u. a. der Periplus Maris Erythraei die
beim Nordostmonsun stark nach Süden setzende Strömung
an der Somaliküste vom Kap Guardafui an zwischen Tabae
und Opone (xaö-' 6v töttov xai 6 poüs sXxü. § 13).

■

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328

Die Meeresströmungen.

Der Mosambikstrom muü den Arabern auf ihren
ostafrikanischen Fahrten seit Alters fühlbar geworden sein.
Denn AI Biruni sagt darüber, daß ein Schiff nicht Ober
Sansibar südwärts hiuausgehe, weil der starke Meeres-
strom alsdann die Rückkehr verhindere. Das gleiche er-
fuhr Marco Polo von den Arabern über die Fahrt südlich
von Madagaskar (Yule, Marco Polo, II, 404, Anm. 4).

Das Zeitalter der Entdeckungen machte dann auch
die Seefahrer Westeuropas mit den atlantischen Meeres-
strömungen bekannt. Den Guineastrom an der afrikanischen
Küste fanden die Portugiesen schon im 15. Jahrhundert,
und Vasco da Gama lernte den Mosambikstrom als ein
so bedeutsames Hindernis für sein Vordringen an der Küste
entlang nach Norden kennen, daß er nach Madagaskar
hinüber auswich. Die „große Westströmung 44 inmitten
der tropischen Ozeane erkannte schon Kolumbus, der die
Gewässer sich con los cielos (mit den Gestirnen) nach
Westen bewegen sah. Den Floridastrom in seinen „Engen*
westlich von den Bahamainseln fanden 1512 Ponce de Leon
und Antonio de Alaminos, den kalten Labradorstrom Se-
bastian Cabot vielleicht schon 1497, und mit dem kalten
Peruanischen Strom kämpften schon die ersten Ent-
decker, wie er denn auch in den ältesten holländischen
Segelanweisungen für diese Küsten bereits erwähnt wird.
In der , Hydrographie' (richtiger Steuermannskunst) von
Fournier (Paris 1643) und der „allgemeinen Geographie*
des in Hitzacker an der Elbe geborenen deutschen Geo-
graphen Bernhard Varenius (1650) findet man die eben
erwähnten Strömungen umständlicher beschrieben, auch
des Agulhasstroms, sowie der halbjährlich umsetzenden
Monsunströme von Ceylon wird gedacht. Isaac Vossius
in seiner Monographie „über die Bewegung der Meere
und der Luft" vom Jahre 1603 ist schon wieder um ein
Erkleckliches über Varenius hinausgekommen. Die große
Westströmung der Tropen kennt er in allen drei Ozeanen;
sehr viel ausführlicher als der andere, beschreibt er die
Monsunströme der indischen Gewässer, im atlantischen
Ozean konstruiert er einen richtigen Stromring zwischen
dem Aequator und 50 0 N. Br. in einer Auffassung, wie

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Geschichtliches.

329

sie die neueren Karten nach Renneil noch teilweise zeigen,
wo die Guineaströmung ein Glied desselben ausmacht;
ähnliche Zirkulationen an der Oberfläche deutet er aber
auch in den anderen Ozeanen an, ferner, wohl als der
erste, auch für das Mittelländische Meer im allgemeinen,
wie für die Adria im besonderen (de motu marium etc.
p. 29). Wenig später zeichnete Athanasius Kirch er
in seinem Mundil* subterraneus (1678) die erste Strömungs-
karte und lieferte damit das erste physikalische Welt-
gemälde überhaupt. Der Golfstrom, wie ihn Renneil
150 Jahre später entwarf, erscheint schon bei Kircher:
entspringend an der Westküste Afrikas verläuft er ent-
lang dem Aequator als die «große Westströmung" west-
wärts, die dann, am Osthorn Brasiliens geteilt, mit der
einen Hälfte ins Karibische Meer und den Mexikanischen
Golf ablenkt, wo der Strom dann durch die Floridaengen
seinen Ausweg sucht; es scheint aber als wenn Kircher
in dieser ganzen Auffassung nur Vorschlägen von Sir
Humphrey Gilbert (1570) gefolgt ist (Humboldt, Krit,
Unters. II, 74). Die von Vossius erkannten Stromkreise
legte Kircher noch nicht kartographisch nieder, vielmehr
endigen viele seiner Meeresströme inmitten der Ozeane
in mysteriösen Strudeln, die das Wasser hier ins Erd-
innere hinein, dort aus demselben hinaus leiten.

Dieser Standpunkt der Kenntnis blieb fast unverändert
derselbe bis zu der zweiten Periode großer maritimer Ent-
deckungen, die mit Cooks Weltumsegelung begann. Ein
Blick in Buffous Naturgeschichte wird das bestätigen.
Renn eil trat dann am Ende vorigen Jahrhunderts zuerst
mit dem exakten Versuch hervor, aus den wirklich von
den Seefahrern beobachteten Strom Versetzungen eine mittlere
örtlich vorhandene Stromrichtung zu berechnen und wurde
so der Schöpfer der statistischen Methode in der Ozeano-
graphie; während Romme mit großem Fleiß ein inhalt-
reiches Sammelwerk über Luft- und Meeresströmungen
verfaßte (Tableaux des vrnts, des marees et des courants,
Paris 1817). Als nächster Nachfolger Renneils aber ist
Heinrich Berghaus zu bezeichnen, dessen Strömungs-
karten für die drei Ozeane im Physikalischen Handatlas

330

Die Meeresströmungen.

eine bis auf den heutigen Tag beachtenswerte Verarbeitung
des seinerzeit vorhandenen, von ihm sehr vollständig ge-
sammelten Materials repräsentieren. Namentlich die für
die Physik der Meere so bedeutsamen französischen Welt-
umsegelungen aus dem zweiten und dritten Jahrzehnt
dieses Jahrhunderts finden hier zuerst eine angemessene
Verwertung, und mit Recht hat dann auch Berghaus die
sehr sorgfältig, man kann sagen musterhaft geführten
Schiffstagebücher der preußischen Seehandlungsschiffe bei
jener Gelegenheit für die Wissenschaft fruchtbar ge-
macht.

Eine weitere Stufe der Erkenntnis repräsentieren die
englischen Segelhandbücher für die großen Ozeane, unter
denen namentlich die von A. G. Findlay bearbeiteten
einen hohen, wissenschaftlichen Rang einnehmen: bei
Findlay erscheinen zuerst in voller Klarheit die tropischen
Aequatorialgegenströme aller drei Ozeane. Maurys Be-
strebungen auf dem Gebiete der Ozeanographie waren
nicht immer erfolgreiche, wie Überhaupt der Schwerpunkt
seiner Leistungen in das Gebiet der praktischen Schiff-
fahrt fällt, was ja bereits in diesem Werke anderweitig
ausgesprochen werden mußte (s. oben S. 286).

Eine sehr selbständige und vielfach recht erfolgreiche
Thätigkeit in diesem Zweige der Meereskunde entfaltete
auch Dr. A. Mühry in einer ganzen Reihe größerer und
kleinerer Arbeiten seit 1858, gleichzeitig mit Dr. A. Peter-
mann und Dr. Hermann Berghaus (dem jüngeren).
Unter den neueren Arbeiten muß die kartographische
Uebersicht der Meeresströmungen, welche vom britischen
Hydrographischen Amt herausgegeben, von Kapitän Evans
aber verfaßt ist, als eine besonders bedeutsame Leistung
hervorgehoben werden {Pacific, Atlantic and Indian Oceans,
their Stream- and Drift- Currents, compiled etc. by Capt.
F. J. Evans and Comm. Hull, London 1872; Admiralty
cJiart Nr. 2640). Sehr ins einzelne gehende Informationen
liefern die zahlreichen Küstenbeschreibungen, welche die-
selbe britische Behörde fortschreitend für fast alle Meere
der Erde herausgibt. Vieles wird von anderen Quellen
im folgenden noch am gehörigen Orte nachzutragen sein.

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Geschichte der Theorien. 331

Die Theorie der Meeresströmungen, d. h. die
Lehre von den Ursachen und dem Zusammenhang
derselben, hat bis in unsere Tage hinein etwas Fragmen-
tarisches behalten, indem meist ein einzelner Gesichts-
punkt herausgegriffen und als eine ausschlaggebende Ur-
sache für eine Gruppe gewisser Strombewegungen, wenn
nicht für die Gesamtheit aller hingestellt wurde.

Die ersten Versuche beschäftigen sich mit der Ur-
sache der damals angenommenen, thatsächlich aber nicht
vorhandenen, allgemeinen Bewegung der Meeresgewässer
nach Westen, welche bei einzelnen Autoritäten geo-
graphisch nicht einmal auf die Tropenzone beschränkt
wurde, wie z. B. Varenius den Labradorstrom, sowie eine
angeblich in der Magellanstraße nach Westen gehende
Strömung als Beweise für diese allgemein tellurische Er-
scheinung aufführt. Kepler war wohl der bedeutendste,
obschon keineswegs der erste, der (1618) sie auf die
Rotation der Erde zurückführte, indem er sagte (Opera
omnia ed. Frisch, vol. VI, p. 180), daß der Mond die
trägen, zurückbleibenden Gewässer nach Westen zurück-
zöge, während die Erde sich darunter hinweg nach Osten
drehte. Dali nicht blos der Mond, sondern das Himmels-
gewölbe als solches, als das prlmum mobile dieser Strömung
auftrete, indem es das Wasser bei seiner Drehung nach
Westen hin mit sich schleppte, behaupteten schon die
großen Entdecker und noch bei dem sonst sehr gelehrten
Jesuiten Riccioli (1672) findet sich diese den Satzungen
des Kopernikus widersprechende Ausdrucks weise. Vare-
nius verzichtete ganz auf eine Erklärung dieser großen
Westströraung, da ihm keine der erwähnten Theorien,
auch nicht die Wirbeltheorie des Cartesius, genügte;
während der sonst sehr klar blickende Isaac Vossius
noch eine originelle Modifikation der Keplerschen Ansicht
gibt (s. die Reproduktion in Günther, Geophysik II, 414).

Eine solche „ kosmische" Erklärung der Aequatorial-
strömung taucht noch späterhin öfter auf, bis in unseren
Tagen der russische Kapitän z. S. Schilling sogar den
Gedanken ins einzelne ausbaute, daß Sonne und Mond
keine Flutwelle, sondern einen zusammengesetzten Ap-

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332

Geschichte der Strömungstheorien.

parat von Strömungen im Meer wie in der Luft erzeugten.
Seine (übrigens vielfach recht dunkle) Theorie ist aber
ganz und gar nicht mit den Thatsachen in Einklang zu
bringen, insofern doch die starken und verhältnismäßig
raschen Aenderungen der Deklination des Mondes sehr
erhebliche Verschiebungen solcher Westströmungenzwischen
28° N. und S. Br. zur Folge haben müßten (Baron N. Schil-
ling, die beständigen Strömungen in der Luft und im Meere,
Berlin 1874). — Anders ist der Standpunkt Ed. Schmidts
(mathem. u. phys. Geogr. II, 137 f.) und Munckes
(Art. Meer im neuen Gehler). Beide sind der Ansicht,
daß unter dem vom Monde hergestellten Flutelüpsoid eine
Ausgleichströmung zwischen den Tropen- und Polarregionen
auftreten müsse: an der Oberfläche vom Aequator pol-
wärts (vom höheren nach dem niederen Niveau), am
Meeresboden umgekehrt von den Polen zum Aequator
hin. Diese meridionalen Ströme sollen dann durch die
„ ablenkende Kraft der Erdrotation" auf der nördlichen
Halbkugel nach rechts, auf der südlichen nach links ab-
gedrängt werden und so die äquatoriale Westströmung oder
wie Muncke sie nennt, „den Aequinoctialstrom" erzeugen.
Man begegnet bei beiden Physikern zum erstenmale einer
Würdigung dieser , ablenkenden 0 Kraft der Erdrotation,
welche alle Bewegungen auf der Erdoberfläche beeinflußt.
Doch beschränken noch beide den Eingriff derselben auf
die meridionalen Bewegungen, während erst 1859 Ferrel
sie bei allen Bewegungen, unabhängig vom Azimuth,
feststellte. Das Flutelüpsoid selbst aber bildet sich nur
auf einer ganz mit Wasser bedeckten Erdoberfläche so
regelmäßig aus, daß von Niveauunterschieden zwischen
der Aequatorial- und Polarzone gesprochen werden könnte;
schon im Atlantischen Ozean ist dieser normale Zustand
durch einen bis zur Unkenntlichkeit gestörten ersetzt,
indem die Flutwelle, wie oben wahrscheinlich gemacht
wurde (S. 201>), nicht von Osten nach Westen, sondern
eher von Süden nach Norden fortschreitet. Außerdem
ist in keinem Falle eine Niveauerhöhung unter den flut-
erzeugenden Gestirnen die Ursache von Druckunterschieden:
denn gerade weil die Schwerkraft durch die ihr diametral

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Geschichte der Strömungstheorien

entgegenwirkende Anziehung der Himmelskörper zu einem
Teil verringert wird, entfernen sich die beweglichen Teile
der Erdoberfläche vom Erdmittelpunkte, worauf dann
völliges Gleichgewicht zwischen den beiden wirksamen
Kräften gegeben, also keine Ursache für eine Ausgleich-
strömung vorhanden ist.

Besser begründet erscheint dagegen ein von Heinrich Hertz
neuerdings, unabhängig von gleichartigen früheren Versuchen von
Ferrel, Challis und Abbot, angegebener Weg, kontinuierliche Strö-
mungen, allerdings nur von untergeordneter Kraft, aus der flut-
erregenden Wirkung der Gestirne abzuleiten ( Verhandl. d. physik.
Ges. in Berlin 1883, S. 2). „Infolge der Reibung des Wassers der
Meere in sich und am Grunde erscheint das Flutellipsoid, dessen
Achse ohne das Vorhandensein der Reibung die Richtung gegen
das fluterregende Gestirn oder eine zu dieser senkrechte Richtung
besitzen würde, gegen die genannten Lagen um einen gewissen
Winkel gedreht. Die anziehende Kraft des Gestirns auf die Kup-
pen des Flutellipsoids gibt daher Anlaß zur Entstehung eines
Kräftepaares, welches der Rotation der Erde entgegenwirkt. Die
Arbeit, welche die stets rotierende Erde gegen dies Kräftepaar
leistet, ist diejenige Energie, auf deren Kosten trotz der Reibung
die Flut- und Ebbebewegung stetig unterhalten wird. Die Ueber-
tragung des zunächst an der Flüssigkeit angreifenden Kräftepaares
an den festen Erdkern wäre indes unmöglich, wenn die Bewegung
der Flüssigkeit gegen den Kern eine rein oszillierende wäre und
das mittlere Meeresniveau mit dem mittleren Potentialniveau zu-
sammenfiele; sie wird nur möglich dadurch, daß die Flüssigkeits-
masse beständig hinter dem rotierenden Kern ein wenig zurück-
bleibt, oder dadurch, daß eine beständige Aufstauung über das
Potentialniveau an den westlichen Küsten der Meere stattfindet,
oder dadurch, daß eine Kombination beider Vorgänge eintritt u
Mit Benutzung der Kanaltheorie von Airy gelangt Hertz zu der
analytisch begründeten Folgerung, „daß im allgemeinen der fort-
schreitenden Flutwelle eine Strömung in gleichem Sinne folgen
muß; für einen in der Richtung eines Breitengrades um die Erde
gelegten Kanal wäre dies eine überall von Ost nach West ge-
richtete Strömung, für einen beliebig gelegenen Kanal eine solche
Strömung, welche in der Nähe des Aequators von 0 nach JF, in
dem vom Aequator abgelegenen Teil entgegengesetzt gerichtet ist.
Die Strömung ist im allgemeinen eine geringe; sie kann aber
sehr merkliche Werte annehmen , wenn die Länge und Tiefe des
Kanals solche sind, daß die Dauer der Eigenschwingung des
Wassers in ihm gleich der Dauer des Tages ist, wo dann ohne
Berücksichtigung der Reibung Ebbe und Flut unendliche Werte
annehmen würden (s. oben S. 198). u Führt man in die von Hertz
gefundenen Formeln als Reibungskonstante denjenigen sehr kleinen
Wert ein, welcher sich aus der Beobachtung an Kapillarröhren

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334 Geschichte der Strömungstheorien.

ergibt, so kommt man zu Fluten von widersinniger Höhe und
Strömungen von widersinniger Heftigkeit*, setzt man dagegen die
Fluthöhen gemäß den thatsächlichen Beobachtungen ein, so er-
gibt sich nur eine Strömung von 100 m in der Stunde (gleich
1,3 Seemeilen in 24 Stunden), also einen verschwindend kleinen
Wert, nur 720 der Stärke der Aequatorialströmung betragend.

A posteriori, fährt Hertz fort, kann man aus der annähernd
bekannten Größe der Fintreibung einen Schluß ziehen auf die
Größenordnung der Ströme, welche die Gravitation veranlaßt.
Die Erde bleibt in einem Jahrhundert nach Thomson und Tait
22 Sekunden hinter einem richtigen Chronometer zurück. Um
eine solche Verzögerung zu bewirken, muß an ihrem Aequator
beständig eine Kraft angreifen, von 0 gegen \V gerichtet, von
der Größe von 530 Millionen Kilogramm. Diese Kraft verteilt
gedacht auf eine meridional verlaufende, das Meer im Westen
begrenzende Küste von der Länge eines Erdquadranten bewirkt
auf jeden Meter dieser Küstenlänge einen Druck von 53 kg, und
um diesen Druck hervorzurufen, muß sich das Meer an dieser
westlichen Küste um 0,3 m über die Niveaufläche des Potentials
erheben, mit welcher es an der östlichen Küste zusammenfällt.
Es können also auf diesem Wege nur Strömungen entstehen, wie
Niveaudifferenzen von V* bis V».m sie erregen können. „Ohne
daß wir die Größe dieser Strömungen anzugeben vermöchten,
können wir schließen, daß sie sehr wohl an Stärke denjenigen
ähnlich sein können, welche ihren Ursprung in Temperaturdiffe-
renzen haben." —

Einen anderen Gesichtspunkt, der schon in Keplers
Erklärung mit enthalten ist, haben auch viele Moderne
fortgesetzt vertreten, nämlich die vis inertiae des Wassers,
indem dieses letztere, weil nur locker mit der Erdfeste
verbunden, hinter der allgemeinen Rotation der Erdkugel
zurtickbliebe, oder wie Kant (Ros. u. Schuberts Ausg.,
Bd. VI, 490) sich ausdrückt, „ gleichsam zurückgeschleu-
dert a werde. Von einer derartigen Auffassung hat sich
aber Kant später anscheinend befreit, indem er, aller-
dings von den Luftströmungen sprechend, meinte, „daß,
wenngleich uranfänglich der Luftkreis dieser Drehung
nicht gefolgt wäre, dennoch vorlängst eine so beständig
wirksame Kraft sich ihm habe mitteilen und denselben
zu einer gleichen Bewegung mit der Erde selbst habe
bringen müssen (a. a. O. S. 795). Unter den Neueren
huldigt der so kritisierten Ansicht am reinsten Jarz (die
Strömungen im Nordatlantischen Ozean etc., Wien 1877).

Wie in dieser Erklärung ein ideeller Anfangszustand

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Geschichte der Strömungstheorien.

335

(eine vorher ruhende mit Wasser bedeckte Erde beginnt
eine Rotation!) mit dem längst erreichten stationären Zu-
stand verwechselt ist, so geschieht das auch von einigen
Theoretikern, welche die „große Westströmung" inmitten
der Tropenmeere als Wirkung einer vertikalen Zirkulation
deuten wollten, deren Ursprung in der Centrifugal-
kraft gelegen sei. Es sollten danach durch diese Kraft
am Boden der Meere je zwei breite Strömungen auf beiden
Halbkugeln von den Polen zum Aequator erzeugt werden,
welche dann an diesem zusammentreffend in die flöhe
steigen. Indem nun die Wasserteilchen vom Meeresboden
ihre langsamere Rotation mitbringen, sollen sie hinter der
allgemeinen Drehung der Erdoberfläche zurückbleiben,
was dann eine Westströmung ergeben würde. Aber
die Centrifugalkraft hat eben aus der rotierenden Kugel
ein an den Polen abgeplattetes Rotations sphäroid gestaltet;
nachdem dieser Zustand einmal erreicht ist, können Strö-
mungen durch diese Kraft nicht mehr hervorgerufen
oder unterhalten werden. Es braucht nach dem eben
gesagten nicht noch umständlicher dargelegt zu werden,
daß eine aus solcher Vertikalzirkulation herzuleitende
Westströmung doch von so schnell aufsteigendem Wasser
genährt werden müßte, daß auch der Oberflächenstrom
nach den Polen zu in ganz unwiderstehlicher Stärke sich
äußern würde, während andererseits das unter dem Aequator
so rapide aufsteigende Wasser die eisigen Bodentempera-
turen mit an die Oberfläche bringen müßte, wenn dann
nicht die Endwirkung geradezu in einem völligen Aus-
gleich aller Temperaturunterschiede in der ganzen irdi-
schen Wasserdecke bestehen würde. Diese Auffassung,
welche ja auch die Aequatorialgegenströmungen nicht recht
beachtet, hat von Neueren Fourier (in den Annales de
chimie et physiqiie 1824, 10), dann auch Muncke, ob-
schon nicht sehr entschieden, namentlich aber A. Mühry
(Lehre von den Meeresströmungen, Göttingen 1809, S. 6;
Petermanns Mitt. 1874, 375) und vorübergehend auch der
Verfasser vertreten (in seinen „ Aequatorialen Meeresströmun-
gen des Atlantischen Ozeans", Leipzig 1877, 46 f.). Auch
A. von Humboldt, der Übrigens diesem ganzen Problem

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336

Geschichte der Ströniuugstheorien.

immer sehr vorsichtig gegenüber stand und sich weder
für noch gegen eine der bis zu seiner Zeit aufgestellten
Theorien entschieden hat, sondern einer ganzen Reihe
verschiedener Kräfte eine Einwirkung auf die Meeres-
strömungen gestattete, scheint etwas ähnliches vorgeschwebt
zu haben. Die groüe westliche Strömung der Tropen,
die damals noch nicht durch die östlichen Gegenströ-
mungen in zwei zerlegt war, bezeichnet er nämlich bei
verschiedenen Gelegenheiten als „ Rotationsstrom " (u. a.
Kosmos I, 326); falls er nicht etwa diesen, von ihm
ganz unaufgeklärt gelassenen Ausdruck im Sinne der von
Isaac Vossius erkannten Stromkreise der Meeresströme
verstanden hat, was indes nicht gerade wahrscheinlich
sein dürfte. — Seit der von Zöppritz (Gött. Gelehrte An-
zeigen 1878, 513 f.), gegebenen kurzen und klaren Wider-
legung ist diese ganze Theorie aber aus der Literatur
verschwunden.

Zu den Theoretikern, welche in der Erdrotation die maß-
gebende Ursache für die Meeresströmungen sehen, gehört auch
Gabriel Blazek, dessen „Entwurf einer Theorie der Meeres-
strömungen^ (Prag 1876) mit einem großen Apparat höherer
Analysis auftritt. Mit Günther (Geophysik II, 416) läßt sich
der Inhalt der Theorie kurz als eine Verwertung des Foucault-
schen Pendel Versuchs bezeichnen; das ganze System steht und
fällt aber mit einem kinematischen Hilfssatze, dessen Unhaltbar-
keit Zöppritz (a. a. 0.) ebenfalls nachgewiesen hat. „Blazek denkt
sich einen ruhenden, kreisförmigen Wassercylinder von sehr
kleinem Basisdurchmesser plötzlich über einem festen Punkt der
Erde von der geographischen Breite ß aufgehängt, unter ihm wird
sich die Erde mit einer Geschwindigkeit = tu sin ß, wo u> die
Winkelgeschwindigkeit der Erde ist, hinwegdrehen, d. h. der Cy-
linder wird anscheinend eine Rotation im entgegengesetzten Dreh
sinne erhaltend Dann heißt es weiter, daß für eine aus unzählig
vielen solchen Elementarcylindern zusammengesetzte kreisförmige
Rohre, deren jeder sich analog um seine Achse drehe, ganz das
nämliche sich ergeben würde; in einem mit unseren idealen Cy-
lindern erfüllten Becken, welcher Gestalt immer, werden sich ge-
schlossene, der Erdrotation entgegengesetzte Strömungen bilden,
deren Centra zwischen dem 30. und 35. Breitengrade (nach der
Rechnung genauer in 35° 16' Br.) liegen, wenn letzteres die geo-
graphische Lage des Beckens überhaupt zuläßt. Eine einfache
Zeichnung, drei kreisförmige Querschnitte solcher äußerst dünner
Elementarcylinder nebeneinander sich berührend, zeigt, daß eine
gleichzeitige Bewegung dieser drei Cylinder in gleichem Sinne

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Geschichte der Strömungstheorien. 337

*

an den Berührungslinien sich selbst unmöglich macht, indem die
Punkte der Oberfläche des Cylinders immer an diesen Berührungs-
stellen mit dem Nachbarcylinder entgegengesetzt sich bewegen.
Darum bleibt das ganze System in Ruhe. Die ineinander greifen-
den Zahnräder einer Uhr laufen jedes im entgegengesetzten Sinne
zum Nachbarrade. —

Eine zweite Gruppe von Theoretikern sah in den
Temperatur- oder Dichteunterschieden des Meer-
wassers die Hauptursache der Meeresströme, vorzugsweise
wenigstens der meridional verlaufenden. Es sei hier nur
bemerkt, daß der älteste Vertreter dieser thermischen
Theorie Lionardo da Vinci, ein Zeitgenosse des Kolum-
bus, war und, wie im vorigen Kapitel (S. 284 f.) gezeigt
wurde, zahlreiche Nachfolger bis in die neueste Zeit fand.
A. Mühry gehört bis zum heutigen Tage noch zu ihren
Vertretern (Peterm. Mitt. 1883, 384). Im übrigen ver-
weisen wir auf die Kritik, welche diese, wie alle anderen
auf Dichteunterschiede zurückgreifenden Theorien von
Strömungen in den offenen Ozeanen im vorigen Kapitel
erfahren haben. —

Eine sehr originelle Modifikation dieser thermischen Theorie
hat Fr. Baader 1873 entwickelt (Bericht über die Senckenb.
naturf. Ges. 1878/74, Frankfurt 1875, 139 f.). „So wie die un-
gleiche Erwärmung des Meeres in den verschiedenen Breiten durch
die Sonne es ist, welche die meridionalen Strömungen erzeugt,
80 kann es auch nur die ungleiche Erwärmung durch das tägliche
Fortrücken der Sonne von Osten nach Westen sein, welche die
Ablenkung der Ströme von dieser meridionalen Bahn hervorruft.
Indem nun die Erwärmung und Verdunstung der Meeresoberfläche
unter der Sonnen Wirkung eine fortschreitende ist, muß auch die
dadurch erzeugte Bewegung eine fortschreitende sein. u Da die
täglichen Schwankungen der Wassertemperatur im offenen Ozean
2° nirgend übersteigen (Bd. I, 223) und überdies in 50 m Tiefe
gänzlich verschwinden, so kann eine solche Wirkung der Sonnen-
strahlen niemals auftreten, wie sie Baader will.

Auch in der ungleichen Verteilung des Luftdrucks
über der Erdoberfläche hat man eine Ursache für das
Auftreten von Niveauunterschieden und daraus hervor-
gehenden Strömungen gefolgert, insofern ein geringerer
Luftdruck ein Ansteigen, ein größerer eine Depression
der Meeresoberfläche im 13 maligen Betrage der Luft-
druckdilferenz bewirken muß. Ekman hat gezeigt, daß

Krümmel, Ozeanographie II 22

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338

Die Meeresströmungen.

diese jedenfalls von sehr untergeordneter Bedeutung ist.
Nach den älteren Zusammenstellungen von Maury würde
zwischen dem Aequator und den Wendekreisen die hierauf
beruhende Niveaudifferenz nur 1 1 cm betragen (nach den
neueren holländischen Zusammenstellungen etwa nur 8 cm)
und zwischen den Wendekreisen und dem Polarkreise
etwa 40 cm. Solche Niveauunterschiede können natürlich
im offenen Ozean nur unmerkliche W T asserbewegungen zur
Folge haben; in Meeresstraßen, welche größere Wasser-
flächen verbinden, wären diese mittleren Unterschiede
schon eher nachzuweisen. Noch mehr dürfte jede Aende-
rung des Luftdrucks, wie sie aus dem Fortschreiten der
barometrischen Depressionen folgt, sich fühlbar machen.
Gewisse unperiodische Stromvorgänge in den Schären von
Stockholm hat man thatsächlich auf solche Luftdruck-
differenzen zurückführen wollen.

Eine andere Gruppe von Theoretikern hat in dem
Winde eine Kraft gefunden, welche Strömungen zu er-
zeugen imstande sei. Immer waren auch* die praktischen
Seefahrer der Ueberzeugung, daß in erster Linie der
Wind den Strom mache, und in der That redet die all-
tägliche Erfahrung in See eine so eindringliche Sprache
für diese Auffassung, daß es nicht verwunderlich ist, dieser
wie einem traditionellen Axiom in praktisch-seemännischen
Kreisen zu begegnen. Man darf sagen, je unbefangener,
je weniger — gelehrt der Seemann, um so entschiedener
wird er den Satz vertreten: der Strom wird vom Winde
gegeben, und um so ausschließlicher wird er im Winde
die Ursache der Strömungen erkennen. Auch einige Ver-
fasser neuerer Lehrbücher der Steuermannskunst haben
sich rückhaltslos dieser Ansicht angeschlossen, während
andere, von den eigentlichen Theoretikern beeinflußt, dem
Winde nur eine mehr oder weniger bedingte Einwirkung
auf den Strom zusprechen.

Unter den älteren Theoretikern begegnet man sehr
früh schon einer Unterscheidung von eigentlichen
Meeresströmen und von zufällig vom Winde erzeugten
Triften. Von diesem Standpunkt aus hat Bernhard
Varenius die Strömungen eingeteilt in drei Haupt-

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Geschichte der Strömungstheorien.

339

gruppen: die erste bildet die allgemeine Bewegung der
Ozeane nach Westen; in der zweiten werden alle nicht
in dieser Richtung erfolgenden Ströme aufgezählt unter
der Bezeichnung der motits proprii sive speciales, die, nur
an bestimmten Stellen der Meere vorkommend, sowohl
dauernd in derselben Richtung fließen, wie auch zwischen
zwei entgegengesetzten Richtungen alternieren können;
drittens läßt er dann als zufällige Strömungen (motus
contingentes) solche folgen, welche bald gespürt werden,
bald nicht und deren Ursache der Wind ist. Diese Triften
sind nach Varenius in allen Meeren zu linden.

„Denn," sagt er, „da die Lui't das Meer berührt, und der
Wind nichts anderes ist als eine kräftige Bewegung der Luit und
ihr Druck gegen die Erde, darum wird die angetriebene und vor-
wärts gestoßene Luft versuchen, das Meer von der Stelle zu treiben,
und da das Meer eine Flüssigkeit ist und nicht imstande, dem
Antrieb und Drängen der Luit zu widerstehen, so wird es sich
von der Stelle bewegen, und zwar nach der entgegengesetzten
Richtung (als woher der Wind kommt); es wird dabei anderes
Wasser forttreiben und dieses wieder anderes und so fort. Da
aber immer Wind in der Luft ist, bald hier, bald dort, und
meistens auch in verschiedenen Gegenden verschiedene Winde zu
gleicher Zeit, so folgt daraus, daß es immer im Meere einige zu- .
fällige Strömungen gibt, die in den dem Winde nächsten Gegen-
den am fühlbarsten sind, und zwar dies darum, weil das Meer,
als eine Flüssigkeit, solchem Angriffe sehr leicht nachgibt (iw-
pre8sionem recipii).^

Vielfach, namentlich aber in den nördlicheren Breiten,
findet Varenius, daß die Winde sogar die allgemeine
Westströmung ändern können; in anderen Fällen werden
sogar einige seiner (lokalen) Strömungen der zweiten
Klasse direkt auf Wind Wirkung zurückgeführt, wie der
peruanische Strom auf den stetigen Südwind und die
alternierenden Monsunströme bei Ceylon auf den in gleichem
Sinne wechselnden Monsun ((seogr. gm. 1650, p. 211, 213).

Isaac Vossius geht in dieser Beziehung nicht weiter
als Varenius. Alle meridionalen Strömungen werden
von Windwirkung hergeleitet, aber von der allgemeinen
Westströmung unter den Tropen heißt es ausdrücklich,
daß sie von den gleichgerichteten Passaten nicht einmal
unterstützt werde {de motu marium etc. p. 97), sondern

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340

Die Meeresströmungen.

nur mit diesen einen gleichen Ursprung habe; weil das
Wasser ein schwererer Körper und der Meeresboden un-
eben sei, könne dieselbe Kraft in dem Meer nicht eine
ebenso schnelle Bewegung erzeugen, wie in der leicht
beweglichen und über der ebenen Wasseroberfläche un-
behindert dahinströmenden Luft.

Der erste, der in den Passaten die Ursache für die
tropischen Westströmungen erblickte und überhaupt in den
Winden die Hauptursache aller Strömungen, war wohl
Franklin (1775). Gleich nach ihm hat dann Renneil
nach diesem Prinzip eine Einteilung der Meeresströmungen
in zwei Klassen entwickelt: die erste nannte er Drift
currents, „ Triftströmungen u und schrieb er der unmittel-
baren Einwirkung der Passate oder der anderen herrschen-
den Winde zu. Die zweite Art, seine Stream currents,
sollten die Folge einer Stauung jener Triftström ungen
an einer Küste oder einer anderen Trift sein, was Ver-
fasser früher vorschlug mit „Abfluteströmung* zu über-
setzen. Diese Klasse von Strömungen bewegt sich örtlich
oder zeitweilig auch gegen den herrschenden Wind. Wenn
man die Terminologie von den Wellen (s. oben S. 37)
hierauf übertragen wollte, so könnte man recht wohl die
Triften als „gezwungene", die Stream currents als „freie"
Strömungen bezeichnen. Rennell sind darin weitaus die
meisten englischen Geographen und Physiker gefolgt
(Sir John Herschel, Croll, Laughton u. a.), doch erstanden
dieser Auffassung auch Gegner. A. G. Findlay (Direc-
tory for the Navigation of the Pacific Ocean, 1851, II.
1238) meinte, die Windwirkung könne nur eine ganz
oberflächliche sein und zwar dürfte sie nicht tiefer greifen,
als höchstens 5 bis 6 Faden (10 Meter); Arago (Poggend.
Ann. 37, 451) ließ nur „wenige Meter 44 zu; und zwar
dachten beide dabei wohl im wesentlichen an die notorische
Einwirkung des Winds auf die Wellenkämme (s. oben
S. Gl), welche einen Transport von Wasser, mit dem
Winde fort, jedem Seefahrer vor Augen führt; die Höhe
der Wellen aber sollte das Maß dafür liefern, wie weit
in die Tiefe solche Verschiebung von Wasserteilen durch
den Wind möglich sei. Darum unterscheiden diese, wie

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Geschichte der Strömungstheorien.

341

andere neuere Autoritäten (Mühry, Neuraayer), die
, Triften 4 als eine ganz vorübergehende, oberflächliche und
gewissermaßen ganz zuf ällige Erscheinung von den eigent-
lichen tief gehenden „Strömungen 14 , also ganz im Sinne
des alten Varenius. — Wir werden die neueren Ver-
suche einer „ Windtheorie B der Strömungen gemäß den
modernen Untersuchungen über die Bewegung reibender
Flüssigkeiten alsbald ausführlicher darzulegen haben, müssen
aber noch folgendes einschalten.

Allgemein werden von den bisher genannten, älteren
Theoretikern Niveauunterschiede als unerläßliche Bedingung
für das Auftreten einer Strömung gefordert. So sagt
schon Varenius: „Wasser hat keine andere natürliche Be-
wegung als die, durch welche es von einem höheren zu
einem niedrigeren Ort geführt wird. tt Es war dabei gleich-
gültig, ob diese Niveauerhöhung, die der Strom dann aus-
gleicht, erzeugt gedacht wurde durch kosmische An-
ziehungen, Dichteunterschiede oder Windstau. Dieser
Standpunkt wird sich, wie wir sehen werden, als ein zu
beschränkter herausstellen.

Eine zweite maßgebende Auffassung ist nicht bei
allen Theoretikern gleich stark betont, einigen der neueren
ist sie sogar ganz abhanden gekommen: der Begriff der
Kompensation einmal örtlich eingeleiteter Strömungen,
welche aus der Kontinuitätsgleichung folgt. Varenius
formuliert ihn, soweit ich sehe, zuerst und zwar etwa fol-
gendermaßen: Wenn ein Teil des Ozeans sich bewegt, so
bewegt sich der ganze Ozean; denn dieser, seinen alten
Platz verlassende Teil bewirkt daselbst eine Niveau -
erniedrigung, welche von den Nachbarteilchen ausgefüllt
wird durch einen Zustrom, dessen Stärke umgekehrt pro-
portional ist ihrem Abstände von jenem Platze. Varenius
hat indes versäumt, daraus die Folgerungen für die
Meeresströmungen zu ziehen. Das hat dann aber Vossius
nachgeholt. Bei ihm spielen die kompensierenden Be-
wegungen (auch das Wort compensare ist oft gebraucht)
eine bedeutende Rolle, seine oben erwähnten Stromzirku-
lationen werden durchweg in dieser Richtung gedeutet
(maria in gyrum volvuntur y sie postulunte ipsa natura et

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342

Die Meeresströmungen.

constiUdione aequoris, p. 29). Von den Neueren haben
eigentlich nur zwei die Bedeutung der Kontinuitats-
bedingung für die Meeresströme generell betont: Maury
(Explanatimis and Sailing Directions etc. 1852, p. 46),
ohne indes dieselben praktischen Folgerungen daraus zu
ziehen, wie J. Vossius gethan; und A. Mühry, im ein-
zelnen dann auch F. L. Ekman und S. Fritz. Doch ist
in dieser Hinsicht ganz sicherlich bislang nicht genug
geschehen, was wir ebenfalls weiter unten werden nach-
weisen können.

III. Die Theorie der Meeresströmungen.

1. Die Windtheorie nach Zöppritz.

Von allen in der vorher gegebenen historischen
Uebersicht beleuchteten Theorien bis auf die letzte, die
Windtheorie, war verhältnismäßig leicht nachzuweisen,
daß entweder das zugrunde gelegte Prinzip verfehlt und
unhaltbar, oder die daraus abgeleiteten Wirkungen von
einer nicht ausreichenden Größenordnung sind. Nur die
Windtheorie, welche die maßgebende Ursache für die
Meeresströme in der Kraftübertragung aus der bewegten
Luft auf das darunter liegende Meer erblickt, hat, wie sie
ohne Zweifel die älteste ist, sich auch als die bestbegrün-
dete erweisen lassen. Freilich erfolgte das nicht auf einem
Wege, der die Winde insofern indirekt wirken läßt, als
sie zunächst Niveauunterschiede im offenen Ozean be-
wirken, welche dann wieder durch ihren Ausgleich Strö-
mungen erzeugen, sondern ausgehend von der Adhäsion
zwischen der untersten Luftschicht und der Meeresober-
fläche konnte der unvergeßliche Zöppritz zeigen, wie
von einem kontinuierlichen Winde von stets beständiger
Stärke und gleich bleibender Richtung im Verlaufe größerer
Zeiträume sich in einer reibenden Flüssigkeit, wie das
Wasser ist, eine in der Oberflächenschicht ursprünglich
erzeugte Trift allmählich in die größten Tiefen fortpflanzen
und schließlich die ganze gegebene Wassermasse nach
einem einfachen Gesetze durchdringen kann. (Wiede-

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Die Windtheorie. 343

mamis Annalen der Phys. III, 1878, 582 f. und Ann. d.
Hydrographie, 1878, 239 im Auszuge.)

Schon Newton lehrte die Wirkungen der inneren
Reibung erkennen. Da die Flüssigkeitsteilchen sämtlich
einander anziehen, so wird eine horizontal bewegte Ober-
flächenschicht von der nächst unter ihr liegenden ent-
weder noch ruhenden oder nur langsamer bewegten Schicht
durch die Reibung aufgehalten. Gleichzeitig aber wird,
wegen der leichten Beweglichkeit der Wasserteilchen, die
ruhende Schicht eine Bewegung im Sinne der darüber-
liegenden bewegten Schicht, oder ihre langsamere Be-
wegung eine Beschleunigung nach derselben Richtung
empfangen. Die Reibung wirkt also, auf unseren Fall
angewendet, auf die schneller strömende Schicht wie eine
verzögernde, auf die ruhende oder langsamer strömende
Schicht als eine sie mehr und mehr in der Richtung der
oberen Schicht forttreibende, beschleunigende Kraft ein.
Die Größe dieser Kraft setzte schon Newton proportional
der Differenz der parallelen Geschwindigkeiten, um so
mehr als diese Differenz zwischen den Nachbarschichten
immer nur äußerst klein sein könne; ferner setzte er sie
der Flächenausdehnung proportional, mit der sich die
Schichten berühren. Von neueren Physikern ist dann
angenommen, daß diese Kraft von dem Drucke, der im
.Innern der strömenden Flüssigkeit vorhanden ist, unab-
hängig sei (vergl. die Nachweise in Wüllners Physik,
I (1874), S. 324).

Nehmen wir unseren Fall speziell heraus, wo die
Oberflächenschicht die ursprünglich zuerst und allein in
Bewegung versetzte ist, und denken wir uns einen Wind
von geringer absoluter, aber durch sehr lange Zeit gleich-
bleibender Stärke und von konstanter Richtung als die äußere
Kraft, welche diese Oberflächenschicht in derselben Rich-
tung mit sich verschiebt, so wird die Endwirkung davon
abhängig sein, ob das Wasservolum ein gegebenes, irgend-
wie seitlich begrenztes oder unbegrenztes ist. Im letzteren
Falle, wo wir also eine unendliche Fläche und unendliche
Wassertiefe hätten, würde die Geschwindigkeit der Trift-
strömung an der Oberfläche mit der Zeit stetig wachsen,

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Die Meeresströmungen

ebenso auch die Geschwindigkeit der darunter liegenden
Schichten stetig größer werden, bis endlich die Ober-
flächentrift ganz dieselbe Geschwindigkeit erlangt hat wie
der Wind.

Anders ist es, wenn bei unbegrenzter Oberfläche
doch die Tiefe eine endliche ist. Am Boden der Wasser-
schicht wird die unterste Schicht anhaften, also unter allen
Umständen in Ruhe verharren. Bei ebenfalls unendlich
langer Dauer der Windeinwirkung auf die Oberflächen-
schicht, wie im vorigen Falle, wird dann eine stetig mit
der Zeit wachsende Beschleunigung der obersten Schicht
bis zu dem Maße, daß sie der Windgeschwindigkeit gleich
ist, nicht möglich sein, denn wie der Boden auf die ihm
nächste Schicht verzögernd einwirkt, so diese wieder auf
die darüber liegende und so fort bis zur Oberfläche. Es
wird also dann an dieser letzteren die Trift niemals genau
dieselbe Geschwindigkeit erlangen können, wie sie der
Wind besitzt, sondern etwas weniger, welcher Fehlbetrag
von der Größe der inneren Reibung abhängen, aber im
allgemeinen sehr klein sein wird. In der Wassermasse
selbst aber nehmen die Geschwindigkeiten mit der Tiefe
ab, und zwar sind die Geschwindigkeitsunterschiede zwischen
benachbarten Schichten gleich, d. h. die Geschwindigkeit
nimmt im einfachen Verhältnis zur Tiefe ab. Beträgt die
Geschwindigkeit an der Oberfläche v 0 , die ganze Wasser-
tiefe p, so ist dann in der Tiefe x (gleich dem Abstände
x von der Oberfläche) die Geschwindigkeit

Damit ist dann also ein stationärer Zustand vorhanden,
d. h. diese Verteilung der Geschwindigkeiten ist von der
Zeitdauer ganz unabhängig. Sie ist auch unabhängig von
der Größe der inneren Reibung, denn diese wirkt, wie
wir sahen, nur ein auf die Differenz zwischen der Ge-
schwindigkeit des Windes und der Oberflächentrift. Es
bliebe also ganz gleich, ob eine, solcher dauerhaften Wind-
wirkung ausgesetzte Flüssigkeit von unbegrenzter Fläche
aber begrenzter Tiefe aus Alkohol, Oel, Seewasser oder

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Die Windtheorie.

345

Syrup bestände; immer würden die Geschwindigkeiten
nach unten hin linear abnehmen.

Anders ist es, wenn untersucht werden soll, in welcher
Weise in einer vorher ruhenden Flüssigkeit nach Beginn
der Windwirkung diese Geschwindigkeiten von der Ober-
fläche nach der Tiefe hin vordringen, oder wie sich dann
nach Ablauf einer gegebenen Zeit die Geschwindigkeiten
der verschiedenen tieferen Schichten zu derjenigen der
Oberflächenschicht verhalten. Zopp ritz untersuchte den
Fall, wo die Oberfläche in einer unveränderlichen Ge-
schwindigkeit v 0 erhalten wurde und findet auch hier ein
verhältnismäßig einfaches Gesetz, daß nämlich eine be-
liebige, zwischen Null und v 0 gelegene Geschwindigkeit
zu verschiedenen Zeiten in Tiefen auftritt, die sich ver-
halten, wie die Quadratwurzeln aus den Zeiten. Die Ueber-
tragung der Bewegungen nach der Tiefe ist um so lang-
samer, je größer die innere Reibung der Flüssigkeit ist.
Indem Zöppritz den Reibungskoeffizienten des Meer-
wassers nach 0. E. Meyers Bestimmungen zu 0,0144
ansetzt, wobei Centimeter und Sekunde die zugrunde liegen-
den Einheiten sind, führte er eine Reihe von Rechnungen
aus, die sich nach folgender, von P. Hoffmann an-
gegebenen vereinfachten Formel leicht wiederholen und
vermehren lassen:

1736 ,x.\
n

was besagt, daß nach t Sekunden in der Tiefe von x Meter
unter der mit der Geschwindigkeit v 0 in Bewegung er-
haltenen Schicht die Geschwindigkeit — r 0 erreicht ist.
Daraus ergibt sich für x = 1 m nach 24 Stunden die
Geschwindigkeit 0,17 «? 0 ; für x == 10 m wird - = 0,017.

Strömt v 0 mit 5 m (oder mit 10 Seemeilen oder Knoten
in der Stunde), so wird nach 24 Stunden also in 1 m
Tiefe noch nicht ganz 1 m pro Sekunde (2 Knoten in der
Stunde) Geschwindigkeit zu finden sein. Nach einem
Jahre würde in 10 m Tiefe erst \s t> 0 , in 100 m Tiefe

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340

Die Meeresströmungen.

aber erst nach 239 Jahren V« r 0 erreicht sein. „Hort
der Wind auf, so bleibt die erregte Strömung zunächst
bestehen und wird nur äußerst langsam durch die Reibung
aufgezehrt. tt (Hofiinann.)

Aendert sich aber der Wind nach Richtung und
Stärke, so erfolgt das Eindringen dieser Aenderungen
nach demselben Gesetz, wie es für die Uebertragung einer
bestimmten Oberflächenbewegung nach der Tiefe hin gilt;
der EinfluL? dieser Aenderungen addiert sich einfach zu
der früher vorhandenen Bewegung hinsichtlich ihrer Starke,
und die Richtung ergibt sich aus dem Parallelogramm der
Kräfte. Gegenwinde von kurzer Dauer werden also nur
die allerobersten Schichten beeinflussen und auch diese
nur sehi* schwach, die tieferen Schichten werden gar nicht
berührt.

Ist dagegen die Geschwindigkeit und Richtung der Ober-
flächentrift eine in längeren Perioden alternierende, wie dies von
den Monsunen gilt, „so wird, nachdem dieser periodische Zu-
stand eine unendlich lange Zeit hindurch geherrscht hat, die Ge-
schwindigkeit in jeder Tiefe eine periodische Funktion der Zeit
von gleicher Periode (ein Jahr), aber mit nach abwärts schnell
abnehmer Amplitude der Veränderlichkeit und verzögertem Ein-
tritt der Maxima und Minima. In einer Tiefe von 10 m wird die
Amplitude der jährlichen Oszillation schon auf weniger als '/is
verringert; in 100 ra Tiefe wird sie ganz unmerklich. Dort wird
die Geschwindigkeit die dem stationären Zustand entsprechende,
wenn der Oberfläche die mittlere jährliche Geschwindigkeit er-
teilt wird. Wenn die Tiefen in arithmetischer Reihe abnehmen,
so nehmen die Amplituden der Oszillation in geometrischer ab.
derart, daß in vier Tiefen a?j, arj, «3, #4, die in der Beziehung
stehen, daß der Abstand J4— X3 = .r^ — Xj, die Amplituden £1.
2) 3 , 3) 4 im Verhältnis stehen:

3) t : 2> 3 = & 2 : $t.

Je ein Maximum und das darauffolgende Minimum der jährlichen
Oszillation finden sich gleichzeitig in einem Tiefenabstand von
11,9 m."

„Um eine Vorstellung von der Zeit zu geben, welche eine
zur Zeit t = 0 beginnende, konstant bleibende Oberflächengeschwin-
digkeit gebraucht, um den Zustand im Innern eines 4000 m tiefen,
vorher ruhenden Ozeans dem stationären entgegenzuführen, dienen
folgende Zahlen. Nach 10000 Jahren herrscht in der halben Tiefe,
also in x = 2000 m, erst die Geschwindigkeit 0,037 r 0 (also nur
3,7 Proz. der oberflächlichen!). Da nach der früher angegebenen
Formel im stationären Zustand hier die Geschwindigkeit 0,5 r 0

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Die Windtheorie

347

herrschen muß, so sieht man, wie weit nach 10000 Jahren der
Ozean noch vom stationären Zustand entfernt ist. Nach 100 000 Jah-
ren ist in der genannten Tiefe die Geschwindigkeit schon = 0,461 %,
also dem definitiven Werte schon sehr nahe. Nach 200 000 Jahren
weicht sie nur noch in der dritten Dezimalstelle um zwei Ein-
heiten davon ab."

Aber auch umgekehrt läßt sich daraus folgern, daß „wenn
vor etwa 10000 Jahren, also zu einer Zeit, von der jede histo-
rische Kunde fehlt, durch irgend ein kosmisches Ereignis das
Gleichgewicht der Meere in so erheblicher Weise gestört worden
wäre, daß daraus starke Strömungen entstanden wären, so würde
der Einfluß der damaligen Bewegungen in dem jetzigen Strömungs-
zustand sicherlich noch nicht ganz verschwunden sein; er würde
sogar noch heute die Bewegung des Ozeans in den größeren
Tiefen sehr vorherrschend bestimmen, wenn die Erde vollständig
mit einem Ozean von der gleichmäßigen Tiefe von 4000 m be-
deckt wäre. Die Unterbrechung des Ozeans durch Land- und
Inselmassen von unregelmäßiger Gestalt wird dazu beitragen, jene
Nachwirkung früherer Bewegungszustande abzuschwächen, weniger
durch die vermehrte Reibung am Bett, als durch die überall ent-
stehenden Reflexionsströmungen, die sich durchkreuzen und ver-
drängen; indessen muß nach der oben zahlenmäßig nachgewiesenen
langsamen Ausbreitung des Einflusses lokal wirkender Bewegungs-
änderungen in die innere Masse hinein dringend davor gewarnt
werden, daß man sich mit der hergebrachten Redensart, die Rei-
bung brauche alle diese Geschwindigkeiten rasch auf, über die
Schwierigkeiten genauer Berechnung hinaussetze/ 1,

„Es ist hieraus ersichtlich/ so fährt Zöppritz fort,
„daß bisher der Einflute der Reibung nach einer Richtung
hin unterschätzt, nach einer anderen überschätzt worden
ist; unterschätzt insofern man glaubte, ihren Einflute nicht
als einen so tief eindringenden betrachten zu dürfen;
überschätzt insofern man ihr bezüglich der Fortpflanzung
veränderlicher Strömungsbewegungen einen viel zu be-
deutenden Einflute zuzuschreiben pflegte/ Mehr noch
wurde ihr Wirken nach einer anderen Richtung hin über-
schätzt, worüber die nachfolgende Untersuchung einigen
Aufschiute geben wird."

Bisher war die Flüssigkeit unbegrenzt nach zwei
Dimensionen; Zöppritz untersucht nun auch den Fall,
wo eine seitlich begrenzte Wassermasse von der Ober-
fläche aus durch den Wind in Strömung parallel diesem
Ufer, oder im Falle eines kanalartigen Bettes in der Rich-
tung dieses im übrigen unendlich lang gedachten Kanals,

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348

Die Meeresströmungen.

versetzt wird. Doch sind seine Resultate hier nicht so
überzeugende (Ann. d. Physik a. a. 0. S. 602 f.), weil
nur mangelhaft begründete, da die Reibungskonstante
zwischen Luft und Wasser unbekannt ist und Zöppritz
nicht versuchen konnte, die wohlbekannten Stromerscheinun-
gen in fließenden Gewässern oder offenen Leitungen auf
diesen Fall zu übertragen, denn die Bewegungen des
Wassers in solchen Betten sind im wesentlichen durch
das Gefälle, also die Schwerkraft reguliert, welche einen
vorhandenen Niveauunterschied ausgleicht. In solchen
Kanälen läßt sich nun bekanntlich die Geschwindigkeits-
verteilung an der Oberfläche durch eine Parabel aus-
drücken, deren Scheitel im „ Stromstrich " liegt, d. h. bei
rechtwinkligem Profil, also durchweg gleicher Wassertiefe
genau in der Mitte des Bettes ; hingegen für eine Strömung,
die der Wind in einem völlig horizontalen Kanal von gleicher
Tiefe aber großer Breite nach den oben gegebenen Ge-
setzen erregt, wird nach Zöppritz die Kurve der Geschwindig-
keitsverteilung an der Oberfläche so wenig gekrümmt,
daß sie sich von einer geraden zur Stromrichtung senk-
rechten Linie nur wenig entfernt, und zwar nähert sie
sich dieser Geraden um so mehr, je größer die Reibungs-
konstante zwischen Luft und Wasser angenommen wird.
Die Ufer üben danach auf alle Fälle nur einen sehr ge-
ringen Einfluß aus.

Ferner läßt sich auch mit Zöppritz annehmen, daü
bei einer unbegrenzten Wasserfläche, aber konstanter
Wassertiefe sehr wohl zwei parallel derselben Geraden,
aber in entgegengesetzten Richtungen fließende Strömungen,
ohne sich zu stören, aneinander grenzen können. Ihre
Scheidefläche ist dann eine ihrer Richtung parallele Ver-
tikalebene, in welcher die Geschwindigkeit = 0 ist und
die sich gerade so verhält wie ein festes Ufer. Solange
die Kräfte, von denen jede der beiden Strömungen hervor-
gerufen ist, unverändert fortdauern, bleibt auch die Be-
wegung beider stationär und keine Strömung stört die
andere.

. Endlich werden, wenn man sich zwei entgegengesetzte
Strömungen übereinander denkt und die Gegenströmung

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r

Die Windtheorie. 349

von der Tiefe x an bis zum Grunde dominiert, in der
Oberströmung die Geschwindigkeiten sich genau so an-
ordnen, wie wenn in der Tiefe x ein fester Boden vor-
handen wäre. Bei stationär gewordener Bewegung folgt
die Geschwindigkeit der darüber gelegenen Wassermasse
also wieder der Formel

x* x
v = v 0 1 .

X j

Alle diese Folgerungen sind aber nicht ohne wei-
teres auf die Theorie der Meeresströmungen anzuwenden.
Zöppritz selbst beschränkt sie zunächst nach einer Rich-
tung, indem er sagt: „Die Erfahrung lehrt, daß nirgends
die Oberflächenschichten des Meeres die mittlere Geschwin-
digkeit der über sie hinwehenden Luftmassen annehmen,
indem bei einigermaßen gesteigertem Wind periodische
Bewegungen jener Schichten, Wellen, entstehen, auf deren
Seiten der Wind in ganz anderer Weise, nämlich durch
Druck auf die Seitenflächen einwirkt, so daß bei noch mehr
gesteigerter Geschwindigkeitsdifferenz zwischen Luft und
Wasser Zerreißungen des Zusammenhanges, diskontinuier-
liche, turbulente Bewegungen auftreten. Die oben (der
Rechnung) zugrunde gelegte Oberflächenbedingung (daß
nämlich die an der Oberfläche gelegenen Teilchen diese
nie verlassen) kann also nur für sehr geringe Geschwindig-
keiten der Wirklichkeit entsprechen, für größere kann
ihr die Wasseroberfläche als Ganzes nicht gehorchen. 44

Dem gegenüber ist jedoch zuvörderst daran festzu-
halten, daß die Triftgeschwindigkeit jedenfalls bei starken
Winden größer wird, als bei schwächeren, trotz der Wellen-
bewegung, die ja, wie wir oben (S. 59) sahen, schon
bei sehr geringer Windstärke sich einstellt. Aus den
Beobachtungen der Seefahrer ergibt sich sogar, daß die
„ turbulenten * Bewegungen an der Meeresoberfläche bei
gleichbleibender Windstärke nur eine vorübergehende Durch-
gangsphase der Wellenbildung vorstellen, daß vielmehr
bei „ausgewachsener" See das Ueberf allen der Kämme
sich vermindert oder gar aufhört (oben S. 61). Dann
aber dürfte jedenfalls die Trifterscheinung sich ganz normal
vollziehen.

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350

Die Meeresströmungen

Indes kann das Ueberstürzen der Wellenkämme doch
nur in dem Sinne wirken, daß durch die vorwärts ge-
schleuderten und in die Tiefe eindringenden Wassertropfen
die Impulse in der Richtung des Windes sich schneller
in die Tiefe fortpflanzen, als die Formeln ergeben: ein
Prozeß, der noch durch das Empordringen von vorher
tiefer gelegenen Wasserteilchen an die Oberfläche, an die
Stelle der vom Winde abgerissenen und hinweggeführten
unterstützt wird. Durch schnelle Steigerung der Wellen-
höhe wird dann die Differenz zwischen der Wind- und
der Orbitalgeschwindigkeit der Wasserteilchen kleiner und
so das Stadium der „ausgewachsenen" See erreicht, wo
die Windstärke nicht mehr ausreicht, den Zusammenhang
der Wasserteilchen zu zerreißen. (Vergl. oben S. 75.)
Aus alledem folgt, daß in der Natur alle Bewegungen
und auch alle Aenderungen derselben sich rascher in die
Tiefe fortpflanzen werden, als Zöppritz' Formeln angeben.

Theoretische Einwendungen von allgemeinerer Trag-
weite hat Ferrel gegen die Windtheorie mehrfach er-
hoben, die darin gipfeln, daß das Bewegungsmoment der
Meeresströmungen ein größeres sei, als das der Luft-
strömungen, und daß es darum nicht angehe, die Ursache
des größeren Bewegungsmoments des Meerwassers in dem
geringeren der Luft zu suchen. Schon Hann hat dem
gegenüber sehr richtig eingewendet, daß man hierbei die
Dauer der Windwirkung berücksichtigen müsse. „Der
jetzige Bewegungszustand der Ozeane ist ein Summations-
effekt der Arbeit, welche die Winde seit unzähligen Jahr-
tausenden geleistet haben. Sobald einmal, wie dies jetzt
der Fall ist, der stationäre Bewegungszustand, welcher der
mittleren Geschwindigkeit der Winde entspricht, im Meere
erreicht worden ist, haben dieselben nur den fortwährenden,
aber geringen Bewegungsverlust des Wassers durch die
Reibung zu ersetzen, eine Leistung, welche dem Bewe-
gungsmoment der Winde unzweifelhaft zugeschrieben werden
darf." Die Bewegungsmoniente verhalten sich bekannt-
lich wie die Massen. Bei gleicher Geschwindigkeit besitzt
also eine Raumeinheit Wasser dieselbe lebendige Kraft
wie 776 räumliche Einheiten Luft. Aber thatsächlich

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Die Windtheorie.

351

besteht dieser grotee Unterschied darum nicht, weil die
Geschwindigkeiten doch sehr verschieden sind: der Passat
hat im Mittel mindestens 4 m Geschwindigkeit, die Passat-
trift selten mehr als 0,5 m. Die Bewegungsmomente ver-
halten sich aber wie die Quadrate der Geschwindigkeiten,
also für die gleiche Raumeinheit von Luft und Wasser
danach etwa wie 1 zu 123, nicht wie 1 zu 77(3.

Auf ein anderes Bedenken, das ich indes mehr ein formales,
als ein sachliches nennen möchte, habe ich zufolge mündlicher
Belehrung durch meinen verehrten Freund, Professor Heinrich
Hertz, bei einer früheren Gelegenheit schon einmal hingewiesen :
nämlich daß die Bewegungsgleichungen, von denen Zöppritz aus-
ht, ursprünglich den Vorgängen in kapillaren Röhren gelten,
solchen erfolgen alle strömenden Bewegungen natürlich ganz
geradlinig parallel den Wandungen, und sind daher einfache Be-
wegungen, während in den unregelmäßig gestalteten Ozeanen der
Erde kompliziertere Bewegungsformen, vielleicht nach Art der
Boussinesqschen Wirbel in Flußläufen, zu erwarten sind. Ich
denke dabei im wesentlichen an die noch unaufgeklärte Rolle»
welche den sogenannten „Stromkabbel ungen", d. h. mit Ge-
räusch verbundenen, kurzwelligen, turbulenten Bewegungen des
Meeres, die das Kurshalten des Schiffs sogar erschweren, im
Bereiche der großen Triftströmungen zuzuschreiben ist. Schon
Kapitän Hoffmann hat empfohlen, das Wasserthermometer in
solchen „Kabbelungen" eifrig zu gebrauchen, um etwa aus der
Tiefe empordringendes Wasser konstatieren zu können. An den
Grenzen („Kanten") der großen Strömungen sind solche Kabbe-
lungen sehr gewöhnlich; sie kommen aber auch inmitten der
Triftströme vor, und die Schiffstagebücher der Seewarte enthalten
darüber ein reiches Material. Man könnte auch überhaupt an
größere Wirbel denken, denen dann die inmitten der Triftströme
nicht selten konstatierten, aber immer vereinzelt und vorüber-
gehend auftretenden Gegenströme oder Stromstillen zuzuschreiben
wären: alles Fragen, die einer Untersuchung noch harren. Aber
folgende Versuchsrechnung mag zeigen, wie häufig solche Gegen-
ströme auftreten. In dem Gebiete zwischen 18° und 20° N. Br.
und zwischen 25° und 30° W. Lg. enthalten die Nine ten-degree
Squares etc. in den 6 Monaten, für welche ich Excerpte besitze
(Januar, März, Mai, Juli, September, November), zusammen
165 Beobachtungen. Davon ergeben Weststrom, also Passattrift,
63 Proz., Oststrom 10,3 Proz. und Stromstille 26,6 Proz.!

Jedoch will mir scheinen, als wenn überhaupt der Kern- und
Angelpunkt der ganzen Zöppritzschen Theorie mehr darin liegt,
daß durch den Kontakt der Meeresoberfläche mit der dauernd
darüber hinstreichenden Luft Triftströmungen entstehen, welche
durch die innere Reibung der Flüssigkeit stetig, wenn auch recht

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352

Die Meeresströmungen.

langsam, in die Tiefe abwärts greifend , schließlich die ganze
Wassermasse in gleichgerichtete Bewegung versetzen können. Das
Maß dieses Eingreifens nach unten hin als Funktion der Zeit aus-
zudrücken, hat mehr ein rechnerisches als praktisches Interesse,
da die Analysis hier (wie meistens) soviele vereinfachende Be-
dingungen einführen muß. daß eine direkte Anwendung der ee-
wonnenen Resultate auf die vorhandenen Meere der Erde so gut
wie ganz ausgeschlossen ist. Es wird das aus dem Folgenden
noch klarer werden.

2. Stromteiluig. Kompensationsströme.

Nach den im vorigen gemachten Darlegungen han-
delte es sich bisher um nach zwei oder drei Richtungen
hin unendlich ausgedehnte Wassermassen, welche dann
ganz von einem nach Richtung und Stärke konstanten
Luftstrom beherrscht wurden. In einem Falle war die
untersuchte Wasserfläche von zwei parallelen Ufern be-
grenzt, zu deren Richtung parallel der Luftstrom sich
bewegte. Es handelt sich nunmehr um die Untersuchung
solcher Fälle, wo einmal das Ufer senkrecht zur Wind-
richtung gelegen ist, während nach den anderen Dimen-
sionen Grenzen nicht gegeben sind, ferner um solche
Fälle, wo der Luftstrom nicht die ganze Wasserfläche
beherrscht, sondern nur einen Teil derselben, und drittens,
wo zu der letzteren Bedingung noch die fernere dazutritt,
daß die untersuchte Wassermasse allseitig begrenzt ist.
Die so umschriebenen Probleme entbehren größtenteils
noch einer exakten analytischen Behandlung.

Den Fall, daß ein Strom mit gegebener Breite und
konstanter Geschwindigkeit, aus der Unendlichkeit kom-
mend, auf eine geradlinige vertikale Wand stößt, hat
Zöppritz in Anlehnung an Kirchhoff untersucht
(Wiedemanns Annalen VI, 599 f; Ann. d. Hydr. 1879,
155 f.). In gewissen einfachen Fällen läßt sich die Form
des Strahls nach dem Stoße berechnen, so z. B. wenn
die Wand senkrecht gegen die Richtung der Stromaxe
und symmetrisch zu ihr steht. Der Strom teilt sich in
diesem Falle in zwei Hälften von gleicher Breite und
symmetrischer Lage gegen die Achse. Wenn die Wand
XX von unbegrenzter Länge ist, so bewegen sich beide

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Stromteilung. 353

Stromäste in entgegengesetzter Richtung längs der Wand
hin fort und es entsteht eine Strombegrenzung, wie sie bei-
stehende Fig. 49 darstellt, welche auch die vollkommen

Fig. 49.

r

1 1

r !

J

• *

symmetrische Halbierung der Stromhälften zeigt. Jede
dieser letzteren hat in einiger Entfernung vom Teilungs-
punkt genau die halbe Breite des Mutterstroms und dann
auch die gleiche Geschwindigkeit.

Indem man sich die Pfeile der Figur umgekehrt denkt,
erhält man dasjenige Strombild, welches beim Zusammentreffen
von zwei gleich starken und breiten Strömen entgegengesetzter
Richtung, afeer parallel entlang der Wandung, zustande kommt.
Ebenso kann man sich leicht zwei auf die Wandung senkrecht
gerichtete Ströme denken, welche in zwei sehr weit voneinander
entfernten Punkten das üfer treffen, dann sich halbieren und, mit
je einer Hälfte der Wand entlang strömend, in der Mitte zwischen
den beiden Mutterströmen aufeinander treffend, einen Gegenstrom
zusammensetzen. Das sind, wie man sieht, sehr einfache Be-
wegungen.

Schwieriger wird die Untersuchung, wenn der Strom
unter einem spitzen Winkel auf die Wand trifft, welchen
Fall Zöppritz nicht weiter untersucht hat, wohl aber
P. Hoffmann (Mechanik der Meeresströmungen S. 7),
ohne indes die reiche, Über dieses Problem vorhandene
(technische) Litteratur zu erschöpfen, wie ein Vergleich
mit Günther (Geophysik II, 422) zeigt. Ein Fortfliegen

Krümmel, Ozeanographie II. 23

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354

Die Meeresströmungen.

des auftreffenden Stroms, vornehmlich nach der Seite des
stumpfen Winkels hin, ist von vornherein anzunehmen.
Aber da Wasserstrahlen nicht Lichtstrahlen sind, so wird
auch ein beträchtlicher Teil des Stromes nach dem spitzen
Winkel hin ausweichen.

Die Formeln für den Stoß des Wassers ergeben, daß der
Druck, denjenigen bei rechtwinkligem Stoß als Einheit gesetzt,
eine Funktion des Winkels a ist, unter welchem der Strom auf-
trifft, und zwar (auf der Flächeneinheit)

= 2 sin 2 — a, wenn das Wasser nur nach einer Seite,

= sm 2 a, wenn das Wasser nach beiden Seiten
ausweichen kann, im letzteren Falle im Mittel etwa 0,4 weniger
als im ersteren (vgl. dasselbe Problem in anderem Zusammen-
hange oben S. 70, Anm.).

Noch gar nicht untersucht ist das Verhalten von
Triftströmen von geringer, endlicher Breite in einer all-
seitig begrenzten Wassermasse , und da der Weg der
Rechnung vielleicht ganz ungangbar ist, empfiehlt sich
dafür da3 Experiment als der einzige Ausweg.

. Die im folgenden beschriebenen Versuche wurden in einer
rechteckigen Wanne von 30 cm Breite. 60 cm Länge und 6 cm
Höhe angestellt. Zur Erzeugung des trifterregenden Luftstroms
diente ein kleiner Dampfkessel, wie er an Inhalirapparaten sich
befindet. Der aus einem feinen Mundstück ausströmende Dampf
traf, wenn der Apparat passend eingestellt wurde, einen Wasser-
streifen von ovaler Fläche mit einer so mäßigen Stärke, dass
Wellen niemals entstanden, sondern eine Trift von etwa 0.1 bis
0,25 m in der Sekunde. Die Bewegungen der Oberfläche ließen
sich durch aufgestreutes Sägemehl, die der tieferen Schichten
durch einen eingeführten Tropfen Tinte leicht und deutlich sicht-
bar machen. War gleichzeitig noch ein zweiter Luftstrom nötig,
so wurde dieser durch Anblasen einer gebogenen, engen Röhre
erzengt, doch war einige Uebung erforderlich, bis der so hervor-
gebrachte Luftstrom gerade stark genug gehalten werden konnte,
daß er eine deutliche Trift, aber daneben keine Wellen erzeugte.
Durch Ansatz von Gummihütchen (Saugern von Kindertrink-
llaschen), in welche passende Löcher eingebrannt waren, ließen
sich auch zwei Luftströme von beliebig divergenter Richtung her-
stellen. — Wurde nicht die ganze Wasserfläche gebraucht, so
konnten beliebige Teile derselben durch aus Blech gefaltete, be-
wegliche Wände von x* ar ^g er Gestalt abgeschützt werden, wobei
auch gebogene Uferlinien sich durch Einschieben von Blechstreifen
in die senkrecht 9tehende Falte des Schützes beliebig formen
ließen.

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Künstlich erzeugte Triftströme.

355

Eine Ueihe zu diesem Zwecke angestellter Versuche
ergab folgende Resultate.

Ein Luftstrom, welcher nahe der luvwärts gelegenen
Wand das Wasser traf und dasselbe von der Wand hin-
weg in das Becken hinaustrieb, erregte mit dem „ge-
zwungenen* Strom, den wir kurzweg die Trift nennen
wollen, zugleich ein ganzes System anderer Strö-
mungen. Zunächst bewegte sich von allen Seiten in den
Rücken der Triff Wasser herbei, um das davongetriebene
zu ergänzen. Dieses selbst breitete sich schnell garben-
artig aus, indem die äußersten Stromtaden sehr frühe,
nach erst kurzer, zurückgelegter Strecke, rückwärts um-
bogen und in den Rücken der Trift zu gelangen suchten.
Die mittelsten Stromfäden setzten geradlinig ihren Weg
bis zur gegenüberliegenden Wand fort, wo sie sich teilten,
um entlang den Rändern des Gefälles Gegenströmungen
zu bilden, welche ebenfalls in den Rücken der „ge-
zwungenen * Trift einlenkten.

Dieser einfachste Versuch, der in den nachstehenden
Abbildungen mehrfach in Variationen wiederkehrt, zeigt
also, wie lediglich durch eine „ gezwungene fe Trift eine
doppelte horizontale Zirkulation an der Wasseroberfläche
zum Vorschein kommt: rechts von der Trift ein Strom-
ring sich drehend in gleichem Sinne mit dem Zeiger der
Uhr, links von der Trift ein entgegengesetzt drehender
Ring. Es ist die Kontinuitätsbedingung, welche das ver-
anlaßt. Wasser ist eben eine zusammenhängende, un-
elastische Flüssigkeit, für welche die von Varenius schon
sehr klar vorgeschriebenen Gesetze der Kompensation jeder
teilweisen Verschiebung der Oberfläche gelten: cum pars
Oceani movetur, totus Oceanm moveturf Namentlich wurde
auch die Bemerkung desselben alten Geographen klar be-
stätigt, daß die Geschwindigkeit, mit der die Teilchen in
Strömung sich versetzen, abnimmt mit dem Abstände von
der „gezwungenen " Trift, welche den störenden Antrieb
repräsentierte. So waren da, wo der Luftstrom die Wasser-
fläche zuerst berührte, die Strömungen von den Seiten her
überaus lebhaft, dagegen erfolgten die Bewegungen an
der entfernt gegenüberliegenden Wand sehr träge und

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356 Die Meeresströmungen.

langsam, nur wenige Millimeter in der Sekunde be-
tragend.

Dieses Bedürfnis der Kompensation im Rücken der
eingeleiteten Bewegung trat am klarsten auf, wenn zwei
nur wenig divergierende Luftströme gleichzeitig zwei ge-
zwungene Triften erregten. Beistehende Figur 50 gibt

Fig. 50.

ein Schema der alsdann in der Wanne eintretenden Be-
wegungen; wobei hinzugesetzt sein mag, daß hierfür nur
die halbe Wanne, durch Einsetzen passender Blechstreifen,
benutzt war. Die beiden starken Pfeile bedeuten die beiden
eigentlichen „Triften", die kurzen Pfeile die dadurch er-
regten Kompensationsströme. Man bemerkt, wie in dem
Räume zwischen den zwei nur wenig divergierenden Triften
sich eine sehr lebhafte Gegenströmung entwickelt, die
ihre Zufuhr nicht etwa erst von der fernen Gegenwand
leewärts her bezieht, sondern aus den Seitenpartien der
gezwungenen Trift selbst. An jeder äußeren Flanke der
beiden Triften bemerkt man dann wieder die beiden Strom-
kreise, symmetrisch angeordnet, aber in entgegengesetztem
Sinne rotierend. Nur die Räume inmitten dieser beiden
äußeren Zirkulationen enthielten völlig ruhendes Wasser:
ebenso zwei nahe der Ursprungsstelle der eigentlichen

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Künstlich erzeugte Triftströme. 357

Triftströnie nach innen zu gelegene zentrale Strecken
von geringerer Ausdehnung. Sonst war diese ganze, ab-
geschlossene Wassermasse überall in Strömung versetzt,
die sich noch minutenlang konservierte, nachdem die
Luftströme aufgehört hatten.

Durch entsprechend in der Wanne abgeschützte Glie-
derungen der Wassermassen ließen sich eine ganze Reihe
von Strombildern erzeugen, die aus dem allgemeinen Ge-
setz der Kontinuität auch leicht zu erklären waren. Schon
Isaac Vossius hatte die hauptsächlichste Folgerung aus
diesem Gesetze gezogen: daß die Stromgeschwindigkeit
im umgekehrten Verhältnis stehe zum Querschnitt des
Strombettes, und den Satz auf die Meeresströmungen und
ihre Verstärkung in allen Verengungen ihres Bettes, so
auch an allen vorspringenden Vorgebirgen und Festland-
spitzen angewendet (de motu maritim etc. p. 28: ipsa
rerum natura exigit, ut ubi angustior sit canalis, ibi intensior
sit aquarum cursua). Indem die Wanne durch eingesetzte
Schütze die in nachstehender Figur 51 abgebildete Glie-
derung erhielt (wo die starken Linien die festen Wände
bedeuten), ließ sich zwischen A und b eine Strömung von
außerordentlicher Kraft herstellen. Auf dieser bezeich-
neten Strecke war die Stromstärke übrigens beinahe ebenso
groß, wenn die aspirierende Trift bei B ganz fehlte. Diese
Figur enthält eine Nachahmung eines Teils des nordatlan-
tischen Strömungsgebietes und wird uns später noch ein-
mal beschäftigen.

Dasselbe gilt von der folgenden Figur 52, in der
man unschwer eine experimentelle Nachahmung des Strom-
systems im zentralen Teil des Atlantischen Ozeans wieder
erkennt. An der vorspringenden Spitze des an der rechten
Seite der Wanne angedeuteten Festlands war die Strom-
stärke ebenfalls eine ganz außerordentlich große.

Endlich wurde auch der Fall untersucht, wo zwei
Strömungen kollidierten. Erzeugen wir in Figur 53 einen
Oststrom in schmalem Bette, das nur von Norden her
im Rücken der Trift eine Kompensation gestattet, so ist
durch diese seitliche Verengung der Strom ein sehr ab-
gegrenzter, wenn er die südliche Wand ostwärts verläßt.

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Künstlich erzeugte Stromsysteme

359

Wird nun an dieser Stelle eine Trift in der Richtung
nach NNW erzeugt, so wird der Oststrom abgelenkt und
zwar je nach dem Verhältnis der Stärke dieser beiden
Komponenten, mehr oder weniger recht nach Norden.
Auch hierfür bieten sich mehrere Strömungen der irdischen
Meere zum Vergleich dar.

Die Kontinuitätsbedingung, welche verhindert, dato
im Wasser leere Räume entstehen, gibt auch die Erklärung
für die zahlreichen Gegenströmungen, welche in seitlich
von Hauptströmen gelegenen Winkeln auf unseren Strom-
figuren sehr klar zum Vorschein kommen. Der Seemann
nennt solchen Strom „eine Neer", ein Ausdruck, der
verdient in die wissenschaftliche Terminologie aufgenom-
men zu werden (ich finde denselben bereits in dem Ham-
burgischen Handbuch der Schiffahrtskunde vom Jahre 1819,
S. 394 empfohlen; auch die Gezeitentafeln der Kaiser-
lichen Admiralität bedienen sich desselben mehrfach).
Eine schöne „Neer* zeigt Fig. 51 in dem südwestlichen
Seitenbecken südlich a; auch Fig. 53 zur Linken der die
Ablenkung erzeugenden Trift. Ihr Vorkommen an den
ozeanischen Küsten ist ein ganz allgemeines, sie haben
große und kleine Dimensionen, wie im fünften Teil dieses
Kapitels vielfach darzulegen sein wird.

Die Neerströme in unregelmäßig und die Kompen-
sationsströme in regelmäßig gestalteten Wasserbecken
fallen zum Teil zusammen mit den von Ekman be-
schriebenen sogen. Reaktionsströmen (Nova acta Reg.
Soc. Upsal. Ser. III, 1870). Mit hydrotechnischen Unter-
suchungen an schwedischen Flußmündungen beschäftigt,
fand er diese seitlichen Kompensationsströme bezw. Gegen-
ströme in Mündungsbuchten oder in Binnenseen sehr
deutlich ausgeprägt. Indes zeigte sich ihm vor der Mün-
dung der Göta^Elf in den Elfsborgsfjord eine Erscheinung,
welche beweist, daß bei starkem Kompensationsbedürfnis
eine seitliche Zufuhr allein nicht genügen kann, sondern
auch der Auftrieb von unten her eingreift, sodaß
dann weiter in See sogar eine dem ausfließenden Fluß-
wasser entgegengesetzte Tiefenströmung vorhanden war.
So deutlich war diese Erscheinung, daß sie sich sowohl

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3(30

Die Meeresströmungen.

in der Verteilung des Salzgehalts in den verschiedenen
Tiefen, wie direkt mechanisch durch Treibbojen kennt-
lich machte. Das aus der Tiefe innerhalb des Mündungs-
gebietes geschöpfte Wasser war nicht nur salziger, sondern
auch durchsichtiger als das fast süße, an Sinkstoffen sehr
reiche Wasser der Göta-Elf. Aus der Verteilung des
Salzgehalts, wie nachfolgende Tabelle (nach den Befunden
Ekmans am 5. August 1875) sie zeigt, erkennt man den
Auftriebstrom unterhalb der eigentlichen Mündung von
1,8 m abwärts bis zum Boden sehr deutlich. (Der Salz-
gehalt ist in Promille angegeben, Tiefen und Distanzen
aus schwedischen Faden und Fufa in Meter und Kilometer
umgewandelt ; man beachte, daß der Salzgehalt im gleichen
Abstand von der Oberfläche näher der Mündung wächst.)

Tiefe
(m)

0

1,8

• >

>6

5,3
7.1

12,5

Abstand von der Mündung (km)

5,6

18,77
19,44
20,13
20,69
20,89
21,56
22,59

Seewärts
4,2 I 3,0 I 1,8

0,5

Stromaufwärts

0,9 2,1 3,3

16.07
17.08

14.30
18,53

17,28
17,80

20,26 20.48
21,10 21,10
20.96 21,76 1
21,931

9,15 5,59 1 4,47
20.97 19.48 16.24

21,16 21,16||20,85 20,60
21,51 21,44

21,0'

90.9'

2,25
7,13
20.27

90.97

4.:.

0,83
3,38
20,03
20,66

5^5

0,27
1.26
19,89

(in 5 m Tiefe)

Auch dieser Fall ließ sich experimentell, mit einer
Modifikation freilich, nachahmen. In dem Wasserbecken
wurde durch zwei lange Schütze ein Kanal von 5 cm

Fig. 54.

Breite hergestellt, dessen Boden durch einen entsprechend
gebogenen Blechstreifen die in Fig. 54 im Querschnitt

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Vertikale Kompensationsströme

361

gegebene dachförmige Böschung erhielt. Wurde nun,
nachdem je ein Tropfen Tinte zu beiden Seiten des unter
Wasser liegenden Firstes angebracht war, ein Luftstrom
über den Kanal hin gefuhrt, so zeigten sich die in der
Figur angegebenen Stromvorgänge : das Bedürfnis nach
Kompensation war leewärts der Bodenschwelle so stark,
daß Wasser aus der Tiefe aspiriert wurde. Dieser Auf-
triebstrom der Tiefe war so kräftig, daß kleine, auf dem
Abhang angebrachte Farbenkörnchen (Preußischblau, Kar-
min) von der windwärts gelegenen Seite aus bergauf
wanderten und den Kamm überschritten, wo sie dann,
durch den Gegenstrom aufgehalten, liegen blieben. Es
ist danach nicht zu -bezweifeln, daß bei unvollständiger
Kompensation der Trift von den Seiten her, eine solche
aushilfsweise von unten her, durch Erzeugung eines Auf-
triebstroms erreicht wird.

Triften mit aufsteigender Kompensation ließen sich
auch so erzeugen, daß zwei Luftströme nach zwei ent-
gegengesetzten Seiten hin gleichzeitig in einem Kanal
(von gleicher Wassertiefe) auf die Oberfläche einwirkten
(Fig. 55). Farbenkörnchen oder Tintentropfen am Boden

Fig. 55.

\

\

/ \

bei a und b angebracht zeigten sehr bald eine aufsteigende
Bewegung im Wasser an, wie die Strompfeile andeuten.
(Die Luftströme wurden durch Anblasen einer Röhre er-
zeugt, die mit einem Gummihütchen verschlossen war, in
welchem an zwei gegenüberliegenden Stellen Löcher ein-
gebrannt waren.)

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362

Die Meeresströmungen.

Auch für diese Experimente glauben wir später Bei-
spiele aus den Ozeanen beibringen zu können. Für das
erstere (Fig. 54) berufen wir uns auf gelegentliche Beobach-
tungen von Alexander von Humboldt im Karibischen
Meere, wo er beim Passieren von Bänken zwischen Inseln
die Wassertemperaturen an der Meeresoberfläche sinken
sah, was er schon in derselben Weise erklärte, wie die
obige Figur ersehen läßt: durch Mischung der Oberflächen-
schichten mit aufgestiegenem Tiefen wasser (Reise, deutsch
von Hauff, Taschenausgabe, Bd. VI, 363). Wenn Hum-
boldt aber diese Beobachtung dahin verallgemeinerte,
daß solche aufsteigende Wirkung auch überall über und
an isolierten Bänken oder entlang den Küsten vorkomme,
so ist das nicht durch die Beobachtung bestätigt worden.
Während der Weltumsegelung der französischen Fregatte
„Ve'nus", Kapt. Du Petit- Thouars, wurde gerade diesem
Punkte eine besondere Aufmerksamkeit zugewendet ( Voyaye,
tome IX, Paris 1844, p. 353 f., bes. 367), und sind mehr-
fach Beispiele beigebracht, wo die Berührung und das
Ueberschreiten von sehr flachen Bänken keine merkliche
Erniedrigung der Oberflächentemperatur zur Folge hatte.
Solche ist nur da zu erwarten, wo die seitliche Kompen-
sation unzureichend ist, sei es, daß die Strombreite sich
zu stark verringert, sei es, daß die Stärke der Strömung
besonders groß wird. Letztere Fälle führen dann hinüber
zu den Auftrieberscheinungen in Lee von Inseln, die wir
bei anderer Gelegenheit dargelegt haben (s. S. 311).

3. Ablenkung der Strömlingen dnrch die Erdrotation.

Wie schon bei früheren Gelegenheiten berührt wurde
(S. 254, 332), werden alle horizontalen Bewegungen auf
der Erdoberfläche, wofern der zurückgelegte Weg lang
genug ist, eine Ablenkung durch die Erdrotation erfahren,
welche das bewegte Teilchen auf der nördlichen Hemisphäre
nach rechts, auf der südlichen nach links aus seiner gerad-
linigen Bahn herausdrängt. Dieses Eingreifen der Erd-
rotation ist ganz unabhängig von dem Azimuth der Be-
wegung, erfolgt also nicht nur bei nordstidlicher, sondern

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Ablenkung durch die Erdrotation

im

ebensogut auch bei ostwestlichen Bewegungen; und zwar
wird diese „Rotationskraffe" ausgedrückt durch die Formel

N = V(o v sin ß,

wo ü> die Winkelgeschwindigkeit der Erde (= 360°: 86 164
Sekunden = 0,00007292), v die Geschwindigkeit der Be-
wegung (in Meter pro Sekunde) und ß die geographische
Breite bedeutet. Die Rotationskraft ist also abhängig
von der Geschwindigkeit der bewegten Teilchen und wächst
außerdem polwärts mit dem Sinus der Breite. Am Aequator
selbst ist sie Null, am Pole erreicht sie ihr Maximum mit
dem Werte 2tnv.

Den elementaren Beweis dieses Satzes gab Zöppritz in
den Verh. des II. deutschen Geographentages in Halle (1882),
S. 47; vgl. ferner Günther, Geophysik I, 221; Sprung, Meteoro-
logie, S. 21; Hoffmann, Meeresstr. 10 f.

Daß eine solche Tendenz der Bewegungen, aus ihrer
Bahn abzulenken, auch für die Meeresströmungen im
Princip gelten müsse, darüber kann gegenwärtig irgend
welcher Zweifel nicht ausgesprochen werden, denn der
Satz hat eine ganz allgemeine Geltung. Aber es fragt
sich, in welchem Maße diese Tendenz überhaupt bei den
sehr langsamen Meeresströmungen wahrnehmbar werden
kann gegenüber den sehr viel kräftigeren Anforderungen
der Kompensation und gegenüber den stetig neu wirk-
samen Impulsen seitens der Winde in den Triften. Bei
Geschossen kann diese Tendenz nicht wahrnehmbar werden,
weil die zurückgelegte Wegstrecke und die währenddem
verstrichene Zeit zu kurz ist. Bei den Winden dagegen
ist sie eine Erscheinung, welche unbezweifelte Geltung
besitzt und auch nur in solchen Fällen unmerklich wird,
wo bei geringer Windstärke (r) jede Bewegung über-
haupt durch die starke Reibung an der rauhen Erdober-
fläche behindert wird. Aber schon die Thatsache, daß
alsdann der Wolkenzug gegenüber dem so aufgehaltenen
Unterwinde meist sehr deutlich die von der Theorie ge-
forderte Ablenkung demonstriert, beseitigt alle Bedenken,
die etwa hieraus genommen werden könnten. Ueberall
tritt diese Rotationskraft aber da zutage, wo auf der Erd-
oberfläche ein bewegter Körper ihr ausschließlich folgt;

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364

Die Meeresströmungen.

er bewegt sich alsdann in einer sogenannten „ Trägheits-
kurve B , die sehr nahe einem Kreise gleicht und deren
Krümmungsradius durch die Formel

v

"~~ 2(ü sin ß

bestimmt ist. — Ueberhaupt aber kann die Rotationskraft
bei den Meeresströmen nur ein geringes Maß erlangen,
weil die Größe v immer sehr klein bleibt. Bei den
Aequatorialströmen macht sie 0,5 m in der Sekunde, im
Floridastrom außerhalb seiner Engen 2 bis höchstens 2,5 m,
bei vielen anderen Strömungen noch nicht 0,2 m in der
Sekunde (= 10 Seemeilen täglich) aus, während Luft-
bewegungen von solcher Ordnung nicht einmal als Stärke-
grad 1 der Beaufortskala (== 3 m nach Koppen) und als
„Stille" oder „ganz leichter Zug" registriert werden würden,
für welche eine ablenkende Einwirkung durch die Erd-
rotation kaum zu konstatieren ist.

Hoffmann gibt für den Fall, daß die Geschwindig-
keit v konstant bleibt und es sich nur um kleine Weg-
strecken handelt, den Jjnearen Betrag d der Ablenkung
für den zurückgelegten Weg b:

d — — (o sm ß.
c r

Nehmen wir eine Geschwindigkeit von 0,5 in und
eine Wegstrecke von einer Seemeile (1852 m), so ist die
Ablenkung aus der geradlinigen Bahn auf der Trägheits-
kurve darnach anzusetzen:

in 5° Breite = 43,6 m,
•h 15 v> = 129,5 „
30 „ = 250.0 „
„ 50 „ = 383,0 „
70 „ = 470,0 „

Diese Ablenkung bezieht sich aber, wohlgemerkt, nur auf
einen Massenpunkt, der sich mit konstanter Geschwindig-
keit über die Erdoberfläche hin bewegt, ohne anderen
Kräften zu gehorchen. Die Wasserteilchen dagegen werden
stetig und überall entweder geschoben oder gezogen und
diese aus der Natur der Flüssigkeit selbst sich ergebenden

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Ablenkung durch die Erdrotation.

an sich schwachen Bewegungen wird die Erdrotation kaum
stark deformieren können.

Es ist außerordentlich schwer, Beispiele von Strö-
mungen aufzufinden, wo diese Ablenkung seitens der Erd-
rotation klar und unverdeckt zutage kommt, auch nicht
unter höheren Breiten. Selbst der allgemeine Fall, den
Hoff mann hierfür speziell, geeignet erklärt, daß ein
Meeresstrom aus dem Bereiche derjenigen Kraft heraus-
getreten ist, welche ihn hervorgerufen hat, und nunmehr
seinen weiteren Weg nach der Trägheitskurve richte,
scheint nirgends in reiner Form vorzukommen, denn überall
macht sich alsbald vor solchem „freien" Strom ein neuer
Zwang geltend, nämlich im Rücken eines benachbarten
w gezwungenen" Stroms Kompensation zu leisten. Man
kann hierbei dann aber annehmen, daß die Rotationskraft
solchen Strom aus dem geraden Weg zu dieser kompen-
8ationsbedtirftigen Stelle seitlich abdrängt, auf der nörd-
lichen Halbkugel nach rechts, auf der südlichen nach links.

So würde in Fig. 52 die durch die punktierten Linien
abgegrenzte östliche Kompensationsströmung, wenn sie
ganz auf der nördlichen Halbkugel verläuft, mit dem
nördlichen Aste stetig an das Land, mit dem südlichen
an die benachbarte Triftströmung gedrängt werden. Und
den Fall gesetzt, daß in Fig. 50 der Aequator zwischen
der linken Trift und der zentralen Gegenströmung läge,
die linke Trift also auf der südlichen Hemisphäre nach
WSW, die rechte Trift auf der nördlichen nach WNW
strömte, so würde die Gegenströmung stets stark gegen
den Aequator und die WSW -Trift andrängen, also gegen
diese eine sehr scharfe Kontur (Stromkante) bilden, da-
gegen von der benachbarten WNW- Trift sich weniger
stark abheben. Wird endlich für Fig. 53 eine Lage auf
- der südlichen Halbkugel angenommen, so würde in einigem
Abstände von der Kollisionsstelle die zusammengesetzte
Strömung vielleicht mehr nach links gedrängt erscheinen,
als die Zeichnung angibt. Wir werden später im einzelnen
zu erörtern haben, wie weit solche Einwirkungen in der
Natur erkennbar sind.

Wenn also der Einfluß der Erdrotation auf die eigent-

Digitized

Die Meeresströmungen.

liehen Strombahnen nur schwer erkennbar sein durfte, so
ist er doch von merklicherem Einfluß auf die Gestaltung
der Meeresoberfläche über dem Stromgebiet. Es werden
dadurch Abweichungen von der Niveaufläche hervorgerufen,
welche sich berechnen lassen, wie Mohn kürzlich gezeigt
hat (Pet. Mitt. Ergh. 79, Gotha 1885, S. 10).

Die Niveaufläche ist bekanntlich gegeben durch die
Richtung der Schwere an dem betreffenden Orte, indem
jene sich überall senkrecht gegen diese, die Lötrichtung,
einstellt. Die Rotationskraft aber zieht ein jedes die
Oberfläche bildendes Wasserteilchen der Trift seitwärts
mit einer Kraft = 2(üv sin ß. Die Resultierende dieser
Rotationskraft und der Schwere bildet einen Winkel ^
mit der Vertikalen, und die Oberfläche des Wassers stellt
sich nunmehr senkrecht zu dieser Resultante, bildet also
einen Winkel t] mit der Niveaufläche. Auf der nördlichen
Hemisphäre hebt sich die Oberfläche des Wassers nach
der Rechten hin, wenn man in der Richtung mit dem
Strome sieht. Solange die Bewegung andauert, hält in
der schiefen Wasseroberfläche die Komponente der Rotations-
kraft derjenigen der Schwere das Gleichgewicht, da von
anderen Kräften, wie Zentrifugalkraft, Reibung u. dergl.
hier abgesehen werden darf. Es ist also

. % (o sin ß
2<&v sin ß . cos 7} = 2 g sin yj; Utng 7) = v,

wo g die oben S. 7 gegebene Bedeutung hat. Dieser
Winkel t\ wird also von der Stromstärke und geographi-
schen Breite abhängig sein, übrigens im ganzen den
Wert einer Bogensekunde selten tiberschreiten. Die so
erhaltene, unregelmäßig gebogene Fläche nennt Mohn die
Windfläche. Er konstruierte sie, indem er von den
stromlosen Punkten inmitten zweier Strömungen des Nord-
meeres ausging, wo die Windfläche am tiefsten steht, und
nach den Küsten zu Linien zog, welche die Strombahnen
senkrecht trafen. Entlang diesen Profillinien erhebt sich
alsdann die Wind- oder Triftfläche. j

Der Betrag dieser Erhebung wurde stufenweise berechnet,
indem, bei gegebenem Neigungswinkel t\ zwischen zwei um die
Strecke a voneinander entfernten Punkten der Profillinie, der

Digitized by Google j

I

Die Wind- oder Triftfläche. 3(>7

rechts liegende Punkt höher liegt um h = a taug *rj (den Wert von
tangfj gibt obige Formel direkt). Für deu innersten, tiefsten
Teil, wo der Abstand von dem (stromlosen) Ausgangspunkte der
ganzen Profillinie zu rechnen ist, bediente sich Mohn der para-
bolischen Formel h = ~a tang wo dann *rj nach dem Werte

am rechten Endpunkte von a bemessen ist. So wurde die ganze
Wasseroberfläche entlang einer größeren Zahl von Profilen nivel-
liert und die gefundenen Niveauunterschiede in eine Karte ein-
getragen, wo sich aus denselben Isohypsen konstruieren ließen,
welche die Abweichungen der Trift fläche von der Niveauiläche
zeigen. (Vgl. a. a. 0. Taf. II, Fig. 4, eine Triftfläche vom euro-
päischen Nordmeer, wo der höchste Niveauuntersc hied 2 m beträgt,
indem am Ausgange des Skagerrak die Meeresoberfläche um soviel
höher steht, als in der Mitte des stromlosen Gebiets in ca. 68°
n. Br. und 2° ö. L.)

Aus der oben schon ausgesprochenen Bemerkung, daß bei
diesem Eingreifen der Hotationskraft, nachdem die Niveauerhöhung
erlangt ist, Gleichgewicht vorhanden sein muß, erledigen sich die
Erörterungen über vertikale Wasserzirkulationen, welche Witte
mehrfach von diesen Niveauunterschieden abgeleitet hat (Ann.
d. Hydr. 1880, 192; Zeitschr. für wiss. Geogr. 1880, 52); die von
demselben Autor als daneben bedeutsam gedachte Wind Wirkung
erklärt diese Thatsache allein hinreichend,
t

4. Rückblick. Konstruktion von Stromsystemen.

Fassen wir die im vorigen erlangten Resultate kurz
zusammen, so lassen sich dieselben etwa so formu-
lieren :

1. Ein hauptsächlicher Teil der Meeresströmungen
ist aufzufassen als „gezwungene" Triftbewegung,
veranlaßt durch den am Orte herrschenden Wind, dessen
mittlere Richtung und Stärke für die mittlere Strom-
richtung und -Stärke maßgebend ist.

2. Eine andere Gruppe von Strömungen und ein
integrierender Bruchteil aller Ströinungen besteht in
Kompensationsströmungen, welche den Abgang des
abgetrifteten Wassers in den luvwärts gelegenen Partien
des Triftgebiets decken sollen.

3. Eine dritte Gruppe von Strömungen beruht auf
Ablenkungen der Triften durch das Festland; wir nennen
sie freie Ströme, die indes sehr schnell in Kompen-
sationsströme übergehen.

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368

Die Meeresströmungen.

4. Die ablenkende Kraft der Erdrotation kann im
ganzen für die so langsamen Stromphänomene der Meere
nur von untergeordneter Bedeutung sein, dürfte indes
auf diejenigen Strömungen, welche ganz oder teilweise
zu den „Kompensations-" und „ freien* Strömen zu rech-
nen sind, Anwendung finden.

Wenn wir diese Grundsätze als maßgebend an-
nehmen, so wäre die Aufgabe nicht aussichtslos, für einen
beliebigen Ozean von gegebener Konfiguration und be-
kannten Windverhältnissen angenähert die Strom Vorgänge
zu konstruieren. Ein erster Versuch nach dieser Rich-
tung liegt in der That bereits vor, ein Meister der Geo-
physik, Mohn hat ihn angestellt, indem er so die Strö-
mungen im europäischen Nordmeer entwarf (Pet. Mitt.
Ergh. 79, S. 8).

Um die mittleren Windverhältnisse zu finden, empfiehlt
Mohn die mittlere Luftdruck Verteilung im Jahre aus
den Barometerbeobachtungen an Küsten und an Bord
von Schiffen festzustellen. Die danach für das betreffende
Gebiet entworfene Isobarenkarte ergibt dann aus den
Formeln für das barische Windgesetz die örtlichen Wind-
richtungen und Windstärken für eine größere Anzahl
passend gewählter, über das ganze Gebiet verteilter
Punkte. Auch diese Werte werden dann kartographisch
eingetragen. Um nun die Triftgeschwindigkeit von der
Windstärke abzuleiten, sucht Mohn empirisch die im
zentralatlantischen Passatgebiet für eine gewisse mittlere
Windstärke sich ergebende mittlere Stromstärke und setzt
diesem Wert proportional auch die Effekte der anderen
Windstärken fest. Die Stromrichtungen werden dann
nur nach der Küstenkonfiguration des untersuchten Meeres-
gebietes, wo nötig umgeändert, aber im ganzen mit denen
der Winde laufend angenommen, bis auf geringe Modifi-
kationen, welche durch lokale Dichteunterschiede im Meer-
wasser bedingt sind.

Im einzelnen mögen späterhin an dieser Methode Aende-
rungen erforderlich scheinen, doch ist sie im ganzen als ebenso
kühn wie glücklich gefunden zu bezeichnen. Die Formeln, aus
denen Richtung und Geschwindigkeit der herrschenden Winde
gefunden werden, lauten:

-

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Konstruktion von Stromsystemen.

369

Gi<in o. = 2tt>K>s/«fJ,

P

UL

— G cos a = kw.
9

fan^ a = — u> stnp.

Hierin bedeutet u. die Konstante 0,00012287 ; G den barometrischen
Gradienten in Millimeter Quecksilberdruck auf einen Meridian-
grad (60 Seem., 111 km); a den Ablenkungswinkel des Windes
von der Richtung des Gradienten; w die Windgeschwindigkeit
(m pro Sek.); p den Druck eines Kubikmeters Luft (in Kilo-
gramm), dividiert durch die Beschleunigung der Schwere (2^),
d. h. also für trockene Luft von 0° bei 760 mm Luftdruck am
Meeresniveau unter 45° Br. = 0,1319; für feuchte Luft ist der
Wert p veränderlich mit dem Barometerdruck 6, dem Dunstdruck e
(beide in mm) und der Temperatur t° C. nach der Formel:

ftrt . w b- 0,3779 e
p = 0,04737- 2?3 + , ■

Weiter bedeutet k den Friktionskoeffizienten für das offene, wellen-
bewegte Meer gleich 0,000035; für eisbedecktes Meer ist derselbe
größer, etwa 0,00008 (über tu vgl. S. 363). — Danach ließen sich
auf der Isobarenkarte die herrschenden Winde mit zugehöriger
Stärke eintragen, und Mohn erhielt so in der That das, was er
zunächst brauchte, die Resultante der im Jahre durchschnittlich
wehenden Winde (vgl. auch Sprung, Meteorologie, S. 119 f.).

üm nun das Maß für die stromerzeugende Kraft des Windes
zu finden, entnahm er den mehrfach erwähnten meteorologischen
Tabellen für die Aequatorialregion des Atlantischen Ozeans (Square 3
und Nine ten-degree Squares bette ecn 20° n. lat. and 10° south. lat, etc.)
diejenigen Fälle, in denen der Strom in derselben oder nahezu
derselben Richtung als der herrschende Wind ging, dessen Stärke
durch die Beaufortskala ausgedrückt war. Für jeden Monat wurde
das Mittel aus allen Zahlenreihen genommen und schließlich
daraus ein Mittelwert für das Jahr berechnet. Das Resultat war
für die untersuchten neun Zehngradfelder folgendes, wobei betont
sei, daß die Mittel mit Rücksicht auf die Anzahl der benutzten
Fälle und nach entsprechend verteilten Gewichten berechnet wurden.

Zehngradfelder

Windstärke
(Beaufort)

Stromstarke
Seem.in24St.

Zahl der
Fälle

9 4-

U • • • * • • • a •

3,5

18

103

3

3,3

15

142

38 . . 39 . . 40 . .

4,1

11

198

301 . . 302. . 303 . .

4.1

16

215

Mittel .... | 3,9 | 15 | 658
Krümmel, Ozeanographie n. 24

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3/0

Die Meeresströmungen.

Nach den bekannten englischen Tafeln (s. oben S. 68) ent-
spricht ein Stärkegrad 3,9 Beaufort einer Windgeschwindigkeit
von 10 m pro Sek.; und so erhält Mohn das Resultat, daß eine
Windgeschwindigkeit von 1 m einen Stromeffekt von 1,5 Seem.
in 24 Stunden ergibt (oder 0,0322 m pro Sekunde). Rechnen wir
hingegen nach Köppens Reduktionsvorschrifi, so erhalten wir für
den Slärkegrad 3,9 Beaufort nur 6,85 m; somit für jeden Meter
Windgeschwindigkeit einen Trifteffekt von 2,19 Seemeilen in
24 Stunden. Für die eisbedeckte Ostgrönlandsee setzte er den
Effekt von 1 m Windgeschwindigkeit nach den Befunden bei ver-
schiedenen Eistriften geringer, und zwar von der Eiskante mit
1,5 Seem. landwärts westlich kontinuierlich abnehmend bis
0,4 Seem. an der Küste Ostgrönlands.

Die Methode wird nicht leicht schärfer zu präcisieren sein,
als Mohn gethan; uns will scheinen, als wenn sie dann schließ-
lich doch bei der Ermittlung der eigentlichen Trifterzeugung
durch den Wind mit so großen Fehlerquellen zu rechnen hat.
daß sie im ganzen für den gegenwärtigen Standpunkt unserer
Kenntnis noch zu scharf sein dürfte. Auch wäre es ratsamer,
statt die Windstärke aus den analytischen Formeln des barischen
Windgesetzes zu berechnen, rein empirische Beziehungen zwischen
Gradient und Windstärke aus den synoptischen Karten der See-
warte zu entnehmen, wozu Vorarbeiten vorliegen (Der Pilote I.
S. 19). Kapitän Dinklage fand nämlich für den Nordatlantischen
Ozean den Gradienten:

Für die Windstärke (Beaufort)

9

8

7

6

5

4

In 30° bis 40° Br. = . . . .

2,8

2.3

1-8

1,5

1,1

0,8

3,3

2,7

2-2

1,7

1,4

1.1

Auch weiterhin läßt sich der Gradient sehr genähert dem
Sinus der Breite proportional annehmen. Mau hätte demnach
den Gradienten für Wandstärke 9 auf 58° Br.

91*11 'S 8 0

G = 3,3 mm • - 3,9 bis 4,0.

Jedenfalls aber ist das Verfahren Mohns erheblich einem
viel älteren vorzuziehen, auf welches Hoffmann bereits hin-
gewiesen hat und das von dem französischen Hydrographen
de Goimpy, wie es scheint^ zuerst (1765) angegeben worden ist
(nach Cioldi, § 1036): Darnach soll nämlich die Geschwindigkeit
des Wassers sich verhalten zu der des Windes umgekehrt wie
die Quadratwurzeln ans den Dichtigkeiten. Da Wasser 776mal
schwerer ist als Luft, so würde man darnach immer als Trift
etwa \ f 28 oder 0-036 der Windgeschwindigkeit erhalten. Also für
die Windstärke des frischen Passats von 8 m in der Sekunde eine

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Konstruktion von Stromsystemen. 371

Vlffiffi

Triftströmung von 0,29 m in der Sekunde oder von noch nicht
10 Seem. in 24 Stunden. Wie Hoffmann hier richtig bemerkt,
sollte damit ausgedrückt werden, daß die lebendige Kraft der
Wasserbewegung die des Windes nicht übersteigen könne, was
aber darum ohne Wert ist, weil der Zeitdauer der Windwirkung
dabei nicht Rechnung getragen wird. Allerdings ist erfahrungs-
gemäß dieser Windwirkung eine gewisse Grenze gesetzt, indem
auch bei heftigem Winde im offenen Ozean Oberflächenströmungen
von mehr als 2 m in der Sekunde (100 Seemeilen in 24 Stunden)
nur in den seltensten Fällen zur Beobachtung gelangt sind. Es
mag dies, in übrigens nicht näher aufzuklärender Weise, mit der
Wellenbewegung zusammenhängen.

Wenden wir uns nunmehr nach diesen orientierenden
Ausführungen unserer Aufgabe zu, für einen einfach be-
grenzten Ozean, der zwischen zwei um ca. 90° von ein-
ander abstehenden Meridianen sich von Pol zu Pol aus-
dehnen soll, das Stromsystem zu finden, so würde die
Untersuchung etwa folgendes ergeben.

Das System der Winde wäre, vorausgesetzt daü die
begrenzenden Meridiane nicht die Küstenlinien von sehr
breiten Festlandflächen vorstellten, so angeordnet, daß
jederseits zwischen 25° und 5° Br. Passate, jenseits 85° Br.
Westwinde herrschen. In höheren Breiten als (55° dürfte
man, entsprechend den theoretischen Untersuchungen von
Ferrel und übereinstimmend mit den Befunden von Cook
und J. C. Roß im hohen Süden wieder östliche Winde
als dominierend annehmen; ferner unter dem Aequator
die Kalmen des aufsteigenden, in 30° Br. die des ab-
steigenden Luftstroms, im letzteren Falle mit dem Maxi-
mum des Luftdrucks im Osten der Zone.

Die Passate werden Triftströmungen von gleicher
Richtung, wie sie selber befolgen, erzeugen, also polwärts
von 5°Br. westgehende Bewegungen. Dazwischen wird,
wie Fig. 50 lehrt, eine östliche Gegenströmung auf-
treten, welche in den Rücken der Passattriften das zur
Kompensation erforderliche Wasserquantum wenigstens
zu einem Teil zurückliefert. Bei dem Anprall der Passat-
trift gegen das Westufer werden die Strömungen pol-
wärts abgelenkt, aber nach der Verteilung des Luft-
drucks sind dort gleichgerichtete Winde (auf der nördlichen
Hemisphäre südöstliche, auf der südlichen nordöstliche) zu

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372

Die Meeresströmungen.

erwarten. Indes macht sich obendrein das Kompensations-
bedürfnis im Rücken der vom Westwinde jenseits 40° Br.
erzeugten ostgehenden Trift fühlbar, welches bei der
großen mittleren Kraft dieser Winde ein sehr intensives
Einströmen auch von der polwärts gelegenen Seite dieser
Trift her veranlassen wird. Weiterhin werden die West-
windtriften an der Ostküste sich teilen und mit ihrem
Hauptarm ebenfalls kompensierend zur Passattrift zurück-
kehren. Die Stromzirkel in den höheren Breiten sind
danach so leicht wie das ganze Strombild verständlich,
welches wir auf unserer schematischen Figur 48 oben
dargestellt haben. Wie so im allgemeinen, so werden
wir auch im letzten Abschnitte dieses Kapitels die meisten
Stromfiguren unserer irdischen Ozeane im Hinblick auf
die gegebenen Windverhältnisse und Kompensations-
bedürfnisse „in den Bereich des Notwendigen zurück-
führen", d. h. erklären können.

IV. Methoden der Strombeobachtnnp.

Bevor wir in eine ausführliche Darlegung der Meeres-
strömungen der einzelnen Ozeane eintreten, haben wir
uns Rechenschaft abzulegen über die Methoden, mit deren
Hilfe die Kenntnisse von diesen ozeanischen Bewegungen
erlangt werden. Wir erhalten erst dann einen gesicher-
ten Standpunkt, von dem aus die überlieferten Daten für
die örtlichen Stromrichtungen und -Stärken kritisch sich
würdigen lassen.

Das gewöhnlichste Verfahren, Meeresströmungen im
offenen Ozean zu konstatieren, beruht auf der sogenann-
ten Schiffsrechnung. Jeder Schiffsführer ist verpflichtet,
alltäglich des Mittags die geographische Position seines
Schiffes nach Breite und Länge in das Tagebuch einzu-
tragen. Bei hellem Wetter wird durch Beobachtung der
Sonne und des Chronometers diese Position leicht ge-
wonnen. Gleichzeitig aber läßt sich aus den seit dem
letzten Mittag notierten Angaben über den gesteuerten
Kurs und die Fahrtgeschwindigkeit des Schiffes durch

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Methoden der Strombeobachtung.

eine einfache Rechnung mit Benutzung geeigneter Tafeln
der gesteuerte mittlere Kurs und die auf diesem zurück-
gelegte gerade- Distanz seit dem vorigen Mittage schnell
finden. Diese aus der Schiffs- oder Loggerechnung sich
ergebende zweite Position, auch das „gegißte Besteck*
{gissen = schätzen) genannt, wird sich nun gewöhnlich
nicht vollkommen decken mit dem „astronomischen Be-
steck". Indem man nun die Richtung, in welcher das
astronomische Besteck vom gegißten liegt, als „Strom-
richtung", die zwischen beiden Punkten vorhandene
Distanz als Stromstärke während des „Etmals", d. i. der
Zeit von einem Mittag bis zum andern, ansieht, erhält
man die sogenannte „Stromversetzung*, welche dann
ebenfalls im Schiffstagebuch notiert wird.

Dieses Ergebnis ist natürlich, wie man leicht ein-
sieht, nur cum grano salis als richtig zu verwenden. In
Wahrheit enthält die „Strom Versetzung" die Summe aller
Fehler, welche bei der Loggerechnung mit untergelaufen
sind. Diese Fehler setzen sich zusammen einmal aus der
wirklichen Strömung, zweitens aus den Irrtümern in
Kurs und Distanz, und den Fehlern der astronomischen
Ortsbestimmungen, namentlich im Gange des Chronometers.
„Wie groß diese Fehler," bemerkt dazu P. Hoff mann
auf Grund eigener Erfahrung, „unter Umständen, nament-
lich beim Kreuzen und Beiliegen werden können, ist
schwer zu schätzen. Schon der Umstand,' daß verschie-
dene Knotenlängen für das Logg in Gebrauch sind, be-
weist die Unsicherheit der Messung. Beispielsweise
würden die geloggten Distanzen eines englischen und
eines deutschen Kriegsschiffes bei einer Geschwindigkeit
von 10 Seemeilen pro Stunde eine Differenz von 4,7 See-
meilen nach Ablauf von 24 Stunden ergeben. Da ferner
von ersteren die stündlichen Notierungen (der Fahrt-
geschwindigkeit) auf Achtel, von letzteren auf Zehntel
eingetragen werden, so wird der Unterschied schwankend
und kaum scharf zu erkennen sein. Zwischen den Logge-
abmessungen der Kauffahrteischiffe bestehen noch viel
größere Differenzen." Das gilt von dem gewöhnlichen
Logg; das Patentlogg mag diesen Bedenken nicht unter-

i

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374

Die Heeresströmungen.

liegen, verliert aber dafür bei geringer Fahrtgeschwindig-
keit sehr leicht seine Verläßlichkeit.

Der gesteuerte Kurs ist abhängig von der Annahme,
die man macht über die abtreibende Einwirkung de9
Windes auf das seinen Kurs verfolgende Schiff: v Diese
Schätzung/ sagt P. Hoffmann, * entzieht sich jeder Kon-
trolle und ist lediglich individuell.* Dazu kommen
Fehler im Steuern, beruhend auf widrigem Seegang oder
nicht gehörig erkannter Deviation auf eisernen oder
armierten Schiffen. Endlich darf auch die astronomische
Position nicht als absolut genau angesehen werden; nach
einer neueren Diskussion dieses Gegenstandes von Pro-
fessor Rogers berichtet Hoffmann, daß der mittlere Fehler
einer einzelnen Beobachtung auf See nahezu 3 Seemeilen
beträgt.

Aus alledem ergibt sich, daß Strom Versetzungen von
weniger als 10 Seemeilen im Etmal schon als sehr un-
sicher erscheinen und nur dann Interesse gewinnen, wenn
die Besteckführung an Bord eine über allen Zweifel
sorgfältige ist, was nur von einigen wissenschaftlichen
Expeditionen gelten kannl Ueberhaupt aber wird eine
Stromversetzung von weniger als 5 Seemeilen mit Recht
immer als ,kein Strom* notiert. Außerdem wird bei
sehr großen, während eines Etmals zurückgelegten Di-
stanzen, wie bei den modernen Dampfern, die erhaltene
Stromversetzung auf das ganze durchmessene Gebiet sich
beziehen, was der Ermittelung von Stromgrenzen und
lokalen Strömungserscheinungen überhaupt ungünstig ist.

Da man nun aber mit Admiral Fitz-Roy annehmen
darf, daß die meisten der eben aufgezählten Irrtümer der
Loggerechnung zufallige sind, d. h. ebenso oft nach der
einen, wie nach der andern Richtung fallen können, so
würden sie sich von selbst eliminieren, wenn man für
eine und dieselbe Stelle im Meer eine sehr große An-
zahl von solchen „ Stromversetzungen * sammeln könnte,
denn dann würde die wirkliche Strömung zutage kommen,
wenn aus sämtlichen Einzelfällen ein Mittelwert für Rich-
tung und Stärke berechnet würde. Das setzt allerdings
voraus, daß die Strömung an sich etwas konstantes ist,

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Methoden der Strombeobachtung. 375

während doch sehr viele Strömungen notorisch gewissen
Variationen sowohl nach Richtung wie Stärke mit den
Jahreszeiten unterliegen, die zum Teil in eine völlige
Umkehr des Stroms übergehen können: dann würde eine
„mittlere jährliche Stromrichtung a für solchen Raum etwas
ganz Abstraktes, in Wirklichkeit niemals Vorhandenes er-
geben. Daher muß bei solchen statistischen Zusammen-
stellungen auf die Jahreszeit oder den einzelnen Monat
zurückgegangen werden.

Will man dieses statistische Verfahren einschlagen,
so steht man vor der neuen Schwierigkeit, wie denn der
mittlere Strom nach Richtung und Stärke aus einer
großen Zahl von Einzelfallen zu berechnen sei. Eine
hierfür wirklich alle Bedenken vermeidende Regel ist
noch nicht gefunden worden. In vielen Fällen empfiehlt
sich als das einfachste eine kartographische Verwertung
der einzelnen Stromangaben, indem diese entsprechend
der Mittagsposition für das Ende des Etmals (bisweilen
auch nach der Position des Schiffs um Mitternacht) in
die Karte eingezeichnet werden. Es läßt sich dann meist
am einfachsten eine mittlere Stromrichtung von der Karte
ablesen, wofern es sich um Gebiete bezw. Monate mit
einigermaßen konstantem Strom handelt.

Zu letzterer Verwendung geeignet und bestimmt sind die
Strombeobachtungen, welche in den von der deutschen Seewarte
herausgegebenen Heften „Resultate meteorologischer Beobach-
tungen von deutschen und holländischen Schiffen für Eingrad-
felder des Nordatlantischen Ozeans" enthalten sind. Auf eine
Mittelberechnung ist ausdrücklich daselbst verzichtet (A. d. Archiv
der deutschen Seewarte, 1. Jahrg. 1878, S. 76, 6). Indes geht bei
dieser Methode völlig ein Urteil darüber verloren, wie oft in dem
betreffenden Eingradfelde kein Strom beobachtet wurde.

Sehr unvollkommen muß das Verfahren der einfachen arith-
metischen Mittel genannt werden. Haben wir beispielsweise in
irgend einem Eingradfeld die vier Stromversetzungen : NW 10 See'
meilen, SW 8 Seemeilen, NO 4 Seemeilen, 80 6 Seemeilen, so er-
halten wir zunächst als mittlere Stromstärke 7 Seemeilen. Die
mittlere Richtung finden wir am bequemsten, wenn wir die
Striche der Kompaßrose numerieren (rechts herum zählend, also
NzO mit 1, Nord mit 32 bezeichnend) und dann die jedem
Strich zukommende Nummer in die Summe ein fügen , also hier
V« (28 + 20 + 4 + 12) = 16, also = Süd. Das rohe arithmetische

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376

Die Meeresströmungen.

Mittel aus obigen vier Stromversetzungen wäre also S 7 Seemeilen.
Es kommt hierbei nicht zum Ausdruck, daß die beiden Strom-
versetzungen mit westlicher Komponente die kräftigeren waren,
am kräftigsten aber die erste der aufgeführten, welche sogar eine
Komponente nach N, also der mittleren Strömung entgegensetzt,
enthält.

Darum hat man vorgeschlagen, ein mechanisches Mittel
in der Weise zu finden, daß man die Resultante aus einem System
von Kräften aufsucht, welche mit der Richtung und Stärke der
einzelnen Stromversetzungen auf einen Punkt einwirken, was also
eine einfache „Koppelrechnung* bedeutet, wie sie mit der so-
genannten „ Strichtafel * oder „Gradtafel 4 * der Handbücher der
Steuermannskunst sich sehr schnell ausfuhren läßt (z. B. in
A. Breusing, Kautische Hilfstafeln, Tafel VII oder VIII). Obiges
Beispiel würde sich darnach so gestalten :

NW 10 Seemeilen gibt N 7,1 W 7,1

SW 8 „ „ .... 5 5,7 W 5,7

NO 4 „ » N 2,8 0 2,8 ... .

SO 6 , n .... S 4,2 . 0 4,2 ... .

' Summe: N 9,9 8 9,9 0 7,0 W 12,0

Nord- und Südzug heben sich auf, und der Körper wird mit einer
Geschwindigkeit von 12,9 — 7,0 = 5,9 8eemeilen in 24 Stunden
nach Westen bewegt. — Hieran ist wieder auszusetzen, daß die
mittlere Stromstärke kleiner ausfällt, als in 3 von den 4 beob-
achteten Fällen, und vermutlich um so kleiner sich herausstellen
wird, je größer die Zahl der verkoppelten Einzelfälle ist. Dem
Seemann aber liegt sehr daran, zu erfahren, mit welcher durch-
schnittlichen Stärke überhaupt Stromversetzungen in dem be-
treffenden Gebiete zu erwarten sind. Darum schlug 1859 Strachau
vor, zwar die Strom rieh tu ng durch Koppelrechnung zu ermitteln,
aber als mittlere Stromstärke das rohe arithmetische Mittel
ans allen einzelnen beobachteten Stromstärken einzuführen. Letz-
teres Verfahren ist denn auch mehrfach befolgt worden, so in
den Currents and Surface Temperaturen of the North Atlantic,
herausgegeben vom Meteorölogical Commitlee 1872. Daselbst sind
aber auch in Gebieten stark wechselnder Strorarichtungen zwei
oder mehrere Gruppen aus der großen Zahl der Einzelfälle ge-
bildet worden, um aus ihnen dann wieder gesondert zwei oder
mehrere mittlere Stromrichtungen zu berechnen.

P. Ho ff mann findet auch an diesen Methoden den großen
Nachteil, daß die Fälle, wo kein Strom beobachtet ist, nicht
ersichtlich werden. „Die beste Art," meint er, „aus einer großen
Zahl von Einzelbeobachtungen zu einem Ueberblick über die tat-
sächlichen Verhältnisse zu kommen, dürfte sein: alle Beobach-
tungen zusammenzustellen, der Richtung nach getrennt nach
Quadranten ; aus den Quadranten das arithmetische Mittel für die
Geschwindigkeit zu berechnen und die Stromrichtung nach vier
Quadranten neben den Stromstillen anzugeben nach Prozenten

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Methoden der Strombeobachtung. 377

aus der Gesamtzahl der Beobachtungen (welche aufzuführen ist).
Die in der Sammlung der oft erwähnten Nine ten-degree Squares
befolgte Methode nähert sich dieser Anordnung und läßt an üeber-
sichtlichkeit der Resultate, unbeschadet der weiteren Verwendbar-
keit der Einzelbeobachtungen, nichts zu wünschen übrig." In
den meisten Fällen, auch wo stark divergente Strom Versetzungen
vorkommen, wäre die von der deutschen Seewarte in dem Atlas
des Atlantischen Ozeans (Taf. 22 — 25) zur Darlegung der mittleren
Windverhältnisse (mit Beachtung der Stillen!) gebrauchte, gra-
phische Methode mindestens ebenso übersichtlich und jedenfalls
einfacher auszuführen, wofern nur ein reichliches Material vor-
liegt, so daß das Zukommen neuer Einzeldaten das Gesamtbild
nicht erheblich modifiziert.

Nur unter besonderen Umständen sind noch einige
andere Methoden zu verwenden, um Strombeobachtungen
zu erhalten. Liegt ein Schiff in flachem Wasser vor
Anker, so kann die Strömung durch Auswerfen des
Loggs oder eines anderen Treibkörpers, der dem Winde
keine merkliche, über das Wasser hervorragende Fläche
darbietet, gefunden werden. In offener See hat man wohl
bei Tieflotungen die bis zum Meeresgrunde reichende,
mit einem mehrere Zentner wiegenden Lote beschwerte
Leine einem ausgesetzten Boote übergeben, von dem aus
dann ebenfalls die Strömung beobachtet werden konnte,
wie von einem verankerten Schiffe aus.

Schon sehr früh, vermutlich schon vor Beginn der
großen überseeischen Entdeckungen im 15. Jahrhundert,
scheint den Seeleuten bekannt geworden zu sein, "daß
Meeresströmungen nicht mit gleicher Geschwindigkeit in
der Tiefe sich bewegen wie an der Oberfläche. In der
Lebensbeschreibung des Kolumbus von seinem Sohne
findet sich die Thatsache überliefert, daß der Entdecker
Amerikas am 13. September 1492, etwa in 27° N. Br.
und 40 0 W. Lg. sich mit Hilfe des Senkbleis überzeugt
habe, daß die Strömungen daselbst nach Südwesten
setzten. Schon Sir Humphrey Gilbert beschreibt aus-
führlich ein solches Experiment, als zu seiner Zeit (ca.
1570) etwas sehr gewöhnliches; nur daß statt des ein-
fachen Bleilotes ein schwerer Körper (ein großer Kessel
oder zwei an den Zipfeln eines Segels befestigte Kanonen -
läufe oder dergl.) an der Leine in die Tiefe hinabgelassen

i
i

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378

Die Meeresströmungen.

Fig. 56.

wurde, während man das freie Ende der Leine einem
ausgesetzten Boote übergab. Natürlich kann so nur die
Differenz zwischen der unteren und der oberflächlichen
Stromstärke zur Wirkung kommen, doch reichte sie wohl
vielfach aus, die Leine in eine schiefe Stellung zu bringen,
woraus dann die Richtung des Stromes sich entnehmen
lieLi (vgl. Kohl, Geschichte des Golfstroms, S. 25).

Einen besonders für Strombeobachtungen sowohl an
der Oberfläche, wie in irgend einer beliebigen Tiefen-
schicht bestimmten Treibkörper zeigt
die in beistehender Figur abgebildete
Stromboje, welche ursprünglich von
der Kieler Kommission zur Unter-
suchung der deutschen Meere und
später von der „Challenger u -Expedi-
tion (Thomson, The Atlantic, I, 363)
systematisch angewendet worden ist.
Eine aus Eisenblech gefertigte doppel-
konische Boje trägt an einer Leine
unter sich den eigentlichen, mit dem
Bleilot beschwerten Treibkörper, zwei
einander durchdringende, mit geöltem
Segeltuch überspannte Rahmen, welche
sich, während der Apparat nicht in
Gebrauch ist, zusammenklappen lassen.
Indem man die Leine zwischen der
Boje und dem Rahmen entsprechend
lang nimmt, kann man auch die
Strömung in der Tiefe beobachten,
die, wenn ihrer Richtung nach vom
Oberflächenstrom verschieden, sich aus
einer einfachen Rechnung finden läßt,
da ja die Boje der Resultierenden aus
den beiden auf das Ganze einwirken-
den verschiedenen Strömen folgt. Da indes bei diesem
Apparat die Flächen der beiden Treibkörper, der Boje
und des Rahmens, nicht gleich sind, also auch der Druck -
effekt der Strömungen auf beide verschieden ausfallt, so
empfiehlt Sigsbee (Deep Sea sounding and dredging,

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Methoden der Strombeobachtung. 379

pl. 5) die auf Fig. 57 abgebildete Modifikation von Pro-
fessor Mitchell. Als Gewicht dient ein oben offenes
Gefäß aus emailliertem Eisenblech von 20 cm Durch-
messer und 30 cm Höhe; als Schwimmer eine Flasche
von gleichen Dimensionen in ihrem cylindrischen Teil,
nur daß darüber ein Kegel von 8 cm Höhe den Flaschen-
hals bildet, der durch einen Kork verschlossen wird.
Das untere Gefäß, an einem entsprechend langen Drahte

Fig. 58.

Fig. 57.

aufgehängt, wird solange mit Schrotkörnern beschwert,
bis (im Seewasser) der Schwimmer ganz mit seinem
cylindrischen Teil eingetaucht ist. Mit diesem Apparat
erlangte Sigsbee im Floridastrom und im Golf von Mexiko
sehr befriedigende Resultate.

Um die Strorarichtung in größeren Tiefen auf hoher
See zu messen, hat Aiine eine andere Vorrichtung kon-
struiert (Fig. 58; Annales de chimie et phys., 3 me ser.,

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380

Die Meeresströmungen

t. XIII, 1845, p. 461, und Zeitschr. f. allg. Erdkunde,
N. F., III, 1854, S. 170 und Taf. 3). Der Apparat be-
steht im wesentlichen aus einer Art Windfahne F, die
fest an einer cylindrischen Büchse BB befestigt ist und
welche, durch ein Lot L an der Leine versenkt, sich
unter der Einwirkung des Stroms einstellt wie eine
Wetterfahne zum Wind. Die Büchse enthält an ihrem
Boden eine Strichrose, in deren Mitte die Kompaßnadel AA
auf einer Spitze balanciert. Nachdem der Apparat, in
die Tiefe versenkt, sich zum Strome eingestellt hat, so
gibt die Achse der Fahne im Verhältnis zur Nordrich-
tung der Magnetnadel die Richtung des Stromes an, die
nun fixiert werden muß, bevor man den Apparat auf-
holt Zu diesem Zwecke ist über der Kompaßnadel ein
Reif D mit 32 Zähnen angebracht, der durch eine Füh-
rung mit einem Stab verbunden ist, welcher nach oben
hin aus der Büchse herausführt und sich oben zur Fläche T
verbreitert. Läßt man nun an der Lotleine ein Gewicht L 2
herabgleiten, so drückt dieses den Zahnreif auf die Kom-
paßnadel herab und arretiert diese in der Stellung, welche
sie im Momente einnimmt. Durch die mit einem Deckel A r
verschlossene OefFnung der Büchse wird diese Richtung
nach dem Aufholen des Apparates abgelesen. — Das
Instrument hat noch bei weitem nicht die Anwendung
gefunden, die es verdient; es ist auch gewiß noch in
mancher Weise verbesserungsfähig. Schon die Anwen-
dung von Draht würde die vielfach sehr störende Torsion
der Leine vermindern. Selbstverständlich darf beim Loten
mit diesem Apparat das Schiff selbst keine Fahrt haben,
weshalb er früher nur bei völliger Windstille angewendet
wurde.

Befindet sich das Schiff in geringen Tiefen vor Anker,
so lassen auch die verschiedenen hydrometrischen Regi-
strierapparate sich zur Messung von Stromrichtung und
-Geschwindigkeit ebenso gut in See verwenden, wie in
Flußläufen des Landes (vgl. Beschreibung derselben von
A. R. Harlacher, Hydroinetrische Apparate und Me-
thoden, Leipzig 1881).

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Methoden der Strombeobachtung.

381

Nur als rechnerischer Versuch von Interesse ist die Anleitung
von de Tessan (in Du Petit-Thouars, Voyage auiour du monde
sur la Frig. La F&iwä; tome X, p. 168) aus der Neigung der
LoÜeine bei Tieflotungen die Geschwindigkeit des Stromes zu
berechnen. Für den Fall, daß Klavierdraht verwendet wird, wo
man den Unterschied zwischen dem Gewicht des Drahts und des
von diesem verdrängten Wassers, ebenso wie die Reibung, ver-
nachlässigen darf, bedarf es nur der Messung des Winkels a des
Drahts mit der horizontalen, der abgelaufenen Länge L des Drahts,
das Gewicht des Lotes P und des Umfangs des Drahts <?, um
nicht nur die gelotete Wassertiefe p, wie auch die Geschwindig-
keit der ganzen Wassermasse v zu finden. Es ist dann sehr ge-
nähert

p = L sin a j 1 + -j cos 2 a + -J- cos* <* + ••• j

r 2 = P:{kcL tang a),
worin k eine Konstante, in Metermaß ungefähr 5, bedeutet.

Hieran lassen sich passend die Versuche anreihen,
durch ausgeworfene schwimmende Gegenstände, die man
dem Strom zum Forttragen überläßt und die dann von
diesem irgendwo einer Küste oder einem andern Schiffe
in See zugeführt werden, die Richtung desselben festzu-
stellen. Es soll dann die Verbindung des bekannten
Ausgangs- mit dem Fundpunkte einen ungefähren Anhalt
für die von dem Gegenstande unter Einwirkung des
Stroms zurückgelegte Richtung und Strecke gewähren.
Man bedient sich dazu einfacher Flaschen, in welche ein
Zettel mit darauf verzeichnetem Datum und Schiffsort
(und sonstigen Angaben) verschlossen wird, und die man
bisweilen, um sie der Wirkung des Windes zu entziehen,
mit Sand beschwert, während von anderen dies darum
für unpraktisch gehalten wird, weil kleine Seetiere an
solchen treibenden Flaschen sich festsetzen und deren
Gewicht ohnehin vergrößern, so daß sie schließlich ganz
versenkt werden könnten. Für jedes deutsche Kriegs-
schiff besteht die Verpflichtung, allmittäglich eine solche
Flasche über Bord zu werfen. Viele Führer von Handels-
fahrzeugen befolgen diesen Gebrauch freiwillig, und die
den aufgefundenen Flaschen entnommenen Zettel, vom
nächsten deutschen Konsulat an die See warte übersandt,
werden von dieser regelmäßig als „ Flaschenposten " in

■

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382

Die Meeresströmungen.

den „Annalen der Hydrographie" publiziert. Die Rich-
tung, welche eine solche Flasche unter der Einwirkung
des Oberflächenstroms genommen hat, kann nun freilich
nur in den allerseltensten Fällen, wenn das Land sehr
nahe ist, mit der geraden Linie vom Abgangs- zum
Fundorte identisch sein. Demnach sind solche Flaschen-
posten nur cum grano salis als Indizien für die Strom-
richtung zwischen den zwei gegebenen Punkten anzu-
sehen, obgleich sie unter Umständen ganz interessante
Resultate liefern können (vgl. das richtige Urteil Peter-
manns in dessen Geogr. Mitteil. 1870, 240). Zur Er-
mittelung der Stromgeschwindigkeit sollten sie aber nur
dann verwendet werden, wenn sie in See, außer dem
Bereich jeder Gezeitenströmung aufgefunden wurden: am
Striinde und in dessen Nähe können sie nicht nur Tage,
sondern Wochen hindurch hin- und hergetragen sein, ehe
sie jemand findet, zumal an den außereuropäischen und
spärlich bewohnten Küsten. Weitaus die Mehrzahl solcher
ausgeworfener Flaschen pflegt denn auch überhaupt nicht
wiedergefunden zu werden.

Will man solche Flaschentriften systematisch zur Feststellung
eines Stromes verwenden, so ist also jedenfalls erforderlich, auf
einmal große Mengen derselben gleichzeitig auszusetzen. Vgl. die
von dem Pariser Professor Pouchet in dieser Hinsicht ange-
stellten, zum Teil sehr originellen Versuche, in den Catnptes rendus
1885, II, tome 101, p. 1029; er verwendete 10 Kupferhohlkugeln
von 30 cm Durchmesser mit eigentümlichem Ballast, 20 Bierfaßchen
zu je 16 Liter, gefüllt mit Haferspreu, und 150 gewöhnliche
Flaschen, sämtlich mit dem üblichen (polyglotten) Zettel darin,
die er am 27. und 28. August 1885 nordwestlich von den Acoren
über Bord setzte.

Weiterhin liefern wichtige Indizien für die Strom-
richtung der Meeresoberfläche alle Arten von zufällig in
das Meer gelangten Treibkörpern, losgerissene Bojen,
Schiffsteile, Fischlaich, Quallenztige, Treibholz aller Art,
Früchte (besonders aus den Tropen) und namentlich ab-
gerissene Tangzweige, und in den höheren Breiten die
Eisberge, die bei ihrem großen Tiefgang so gut wie
ganz unabhängig von der Windwirkung bleiben und dem
Strom der obersten Wasserschichten sehr getreu folgen
dürften.

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Methoden der Strombeobachtung

Ein sehr wichtiges Hilfsmittel, auf indirektem Wege
Strömungen festzustellen, gewährt aber das Thermometer.
Der Strom bewegt ja mit den Wasserteilchen auch die
ihnen anhaftende Temperatur fort, so daü eben dadurch
die meisten Meeresströmungen, besonders die meridional
verlaufenden, auf Karten der Oberflächenisothermen un-
mittelbar abzulesen sind. Namentlich wo kalte und warme
Ströme miteinander in nahe Berührung kommen, ist das
Wasserthermometer für den Schiffsführer ein getreuer
Berater geworden, wenn auch die großen Hoffnungen,
welche einst Franklin und Blagden an die tkermo-
metrical navigation knüpften, nur übertrieben sein konnten.

Kohl, in seiner Geschichte des Golfstroms S. 68 und 108f.
hat sehr fleißig die Berichte älterer Seefahrer über die großen
Teraperaturgegensätze in der Gegend der Neufundlandbank ge-
sammelt. Danach war der französische Geograph Marc Lescarbot,
der Begleiter von Poutrincourt, im Jahre 1606 der erste, welcher
hierauf die Aufmerksamkeit lenkte, während erst 1768 der Astronom
Chappe d'Auteroche auf der Fahrt von Frankreich nach Mexiko
systematisch das Wasserthermometer gebrauchte. Franklin hat
dann auf seinen mehrfachen diplomatischen Reisen nach Europa
seit 1775 zuerst die Grenzen des „Golfstroms" thermometrisch
fixieren gelehrt, während gleichzeitig 1775 der britische SchifFs-
arzt Dr. Charles Blagden dasselbe Verfahren, wie es scheint selb-
ständig, auffand und mehrfach wiederholte. Sein erster Bericht
erfolgte 1782 (Philos. Transaction* , vol. 71, part II). Als Hum-
boldt seine Reise nach dem tropischen Amerika ausführte, konnte
er die sorgfältige und regelmäßige Beobachtung der Meerestempe-
raturen für „eine der ersten Pflichten eines reisenden Physikers"
erklären.

Das erste Flaschenexperiment, von dem Kohl Kenntnis hat,
rührt aus dem Jahre 1802 her, wo das englische Schiff „Rainbow u
einige Flaschen auswarf, „in der Absicht, die Bestimmung von
Meeresströmungen dadurch zu befördern"; daraus ist zu ent-
nehmen, daß das Verfahren damals schon allgemein bekannt
war. — Daß schon Kolumbus das Antreiben fremdartiger Hölzer
und Früchte an den Kanarischen Inseln als ein Indizium von
Strömungen über den Atlantischen Ozean hin betrachtete, ist
bekannt.

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Die atlantischen Meeresströmungen

V. Die Strömungen in den einzelnen Ozeanen.

■

Indem wir nunmehr zu einer systematischen Be-
schreibung der lokalen Stromphänomene in den verschie-
denen Meeresgebieten übergehen, kann es nicht unsere
Aufgabe sein, das Über dieselben vorhandene (notorisch
sehr ungleichwertige!) Material durchweg erschöpfend
wiederzugeben. Es würde das gegen Zweck und Um-
fang des vorliegenden Werkes streiten. Vielmehr soll
Jiarauf das Augenmerk gerichtet sein, aus den vorhan-
denen Quellen, nach gehöriger Kritik derselben, ein über-
sichtliches Bild der thatsächlichen Strom Vorgänge auf-
zusuchen und alsdann nachzuweisen, wie die Theorie
dem thatsächlichen Befunde gegenübersteht.

1. Die atlantischen Strömungen zwischen 80° N. nnd 30° S. Br.

Wir beginnen mit dem besterforschten der drei
großen Ozeane und wollen zuerst die Strömungen des-
selben innerhalb der Tropen abhandeln.

1. Die Nordostpassattrift oder der nördliche
Aequatoria Istrom ist zuerst durch A. G. Findlay
klar erkannt und auf seinen Strömungskarten nieder-
gelegt worden, am frühesten, soviel ich sehe, im Jahre 1 850,
dann 1853 auch mit der Bezeichnung als «nördlicher
Aequatorialstrom" (Journ. IL G. Soc. vol. 23, London
1853, p. 218). Renneil kannte diese Strömung noch
nicht, ebenso Heinrich Berghaus, der überhaupt in der
Strömungskarte des Atlantischen Ozeans seines Physi-
kalischen Handatlas sich sehr nahe an Rennell anschloß.
Indes läßt sich aus den auf Rennells Karte enthaltenen
Einzelbeobachtungen die westgehende Trift im Bereiche
des Nordostpassats leicht ablesen, wie ich schon bei
anderer Gelegenheit zu zeigen versuchte (Aequator.
Meeresstr. S. 23), und Berghaus war in der That nahe
daran, sie aus den Stromversetzungen der preußischen
Seehandlungsschiffe zu konstatieren (Allgem. Länder- u.
Völkerkunde I, 543 f.).

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Der nördliche Aequatorialstrom. 385

Der nördliche Aequatorialstrom gehört zu den ver-
änderlichen Strömen, insofern das von ihm eingenommene
Areal in den verschiedenen Jahreszeiten zwischen ver-
schiedenen Breiten hin und her schwankt. Aus den
„Neun Zehngradfeldern* etc. entnehme ich als südliche
Grenze dieses Stromes folgende mittlere Lagen zwischen
20° und 25° W. Lg.:

im Januar ca. 8° N. Br.,
T» März 6
v Mai „ 6° „ „

im Juli ca. 11° N. Br.,

„ September „ 12° „ „
November 9° „ „

Eine nördliche oder polare Grenze des Stroms ist schwie-
riger festzustellen, da die Stromstärken nördlich von
20 0 Br. sehr langsam abnehmen. Als mittlere Strom-
stärke südlich 20° N. Br. kann man 15 bis 17 Seemeilen
im Etmal, nördlich dieser Breite bis ca. 28 0 Br. langsam
abnehmend bis unter 10 Seemeilen, rechnen. Strom-
stillen werden häufig gefunden, bei 1 /4 bis V 3 aller Beob-
achtungsfälle. Evans' Stromkarte kennt Schwankungen
zwischen 8 und 30 Seemeilen; unter Land an der afrikani-
schen Küste wird die Trift schwächer, näher den west-
indischen Inseln stärker, als der Durchschnitt angibt.
Das Maximum sind 36 Seemeilen, doch tritt der Strom
anscheinend öfter auf der ganzen Strecke zwischen den
Kapverden und Westindien mit kaum */i dieser Maximal-
stärke auf. Als im Jahre 1885 das deutsche Schul-
geschwader vom 30. November bis 14. Dezember die
genannte Strecke (von Porto Grande bis Barbados) mit
schwachem Passat durchsegelte, fand man die Richtung
des Stroms südlicher als West (im Mittel S 49° W) und
die Stärke durchweg unter 15 Seemeilen im Etmal, an
7 Tagen (von 14 insgesamt) sogar weniger als 10 See-
meilen; es sind hierbei die gleichzeitigen Beobachtungen
aller vier Schiffe des Geschwaders zu Grunde gelegt (Ann.
d. Hydr. 1886, 127).

Die Richtung des Stroms ist durchschnittlich in dem
östlich von 35° W. Lg. gelegenen Gebiet WSW bis W y
von da bis 55 0 Lg. recht West und näher an den kleinen
Antillen WNW (nach den Pilot charts for Atlantic Ocean).
Vergleichen wir damit die Richtungen des Passats ent-

Krümmel, Ozeanographie IT. 25

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i

I

386 atlantischen Strömungen.

lang der Linie Porto Grande und Barbados, wie sie sich

aus der Isobarenkarte im „Atlas des Atlantischen Ozeans*

herausgegeben von der See warte (Taf. IG) konstruieren

lassen, indem wir den „Ablenkungswinkel" nach Mohns

Formel (S. 369) für die mittlere Breite von ß = 14,7 0 j

zu a = 46,6 0 berechnen, so erhalten wir

östlich 35° Länge: Wind = NOzN, dagegen Strom = WSW,
zw. 35 0 und 50 0 : „ = NOzO, „ „ = TT,

westlich 50° Länge: „ = NO, „ „ = WNW.

Zwischen Windrichtung und Strom ist sonach eine Ab-
weichung nach rechts von 3 bis 6 Strich vorhanden,
was also eine sehr auffällige und der Trifttheorie sehr
ungünstige Thatsache wäre. Indes verhilft uns hier die
wagerechte Konfiguration des centralatlantischen Gebiets
zu einer vorläufigen Erklärung, indem nämlich westlich
von 40° Länge die große nordatlantische Abzweigung
des südlichen Aequatorialstroms durch das südamerikani-
sche Festland in eine Richtung nach NW gezwungen
wird, was dann auch die Strömungen in der Nachbar-
schaft beeinflussen muß (vgl. Fig. 52, S. 358). Die ganze
nördliche Aequatorialströmung, auch noch östlich von
40 0 W. Lg., erscheint so ihrer Richtung nach nicht ganz
frei entwickelt. Wir kommen indes weiter unten noch
darauf ausführlicher zurück.

2. Die südliche Aequatorialströmung, auch
Hauptäquatorialstrom, oder die Südostpassattriffc
genannt, erscheint auf allen Strömungskarten seit Kircher
und Renneil als ein den Aequator auch noch östlich von
30° W. Lg. nordwärts überschreitender und nach Süden
bis ca. 15° S. Br. sich ausdehnender, kräftiger Weststrom
von großer Konstanz in Richtung, Stärke und Areal.
Im fernen Osten, westlich von der Insel St. Thome schon
läßt ihn Evans nördliche Breite erreichen, unter dem
Meridian von Greenwich liegt die Nordkante in ca. 1 0
bis l 1 ;* 0 N. Br., steigt dann in 10° W. Lg. bis 3° und (
4 0 Br. nordwärts und hält sich in dieser Lage, bis sich
westlich von 30° einerseits die Nähe des Landes fühl-
bar macht, andererseits die Aequatorialgegenströmung
den rechten Rand deformiert, indem sie von daher be-

j

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Der südliche Aequatorialstrom. 387

trächtlichere Wassermassen an sich zieht. Die Jahres-
zeitliehen Schwankungen der Nordkante sind bei weitem
nicht so ergiebig, wie bei der Trift des Nordostpassats:
nach der übersichtlichen Zusammenstellung von Kapitän
Koldewey (Ann. d. Hydr. 1875, 136 f.) ergibt sich
sowohl nach englischen Beobachtungen (Square 3), wie
aus den deutschen Schiffsjournalen, daß nur von Februar
bis Mitte April die Nordkante des Stroms öfter südlich
von 3 °, bisweilen sogar von 2 0 N. Br. gefunden wurde,
während sie im übrigen Jahr, besonders von Juni bis
September im Square 3 durchweg nahe an 4 0 Br. lag.
Nur im Oktober ist sie wieder vorübergehend, wenn
auch nicht ganz selten auch bei 3 0 N. Br. beobachtet.

Die Stärke dieser Aequatorialströmung ist eine sehr
bedeutende. Kapitän Hoffmann hat sich der Mühe
unterzogen, aus den „Neun Zehngradfeldern" die mittlere
Stärke, sowie die Häufigkeit (in Prozenten aller Beob-
achtungen) der Westströmungen und der Stromstillen für
je zwei Monate und für Zweigradzonen zwischen 25 0
und 30 0 W. Lg. zu berechnen. Wir geben in der nach-
stehenden Tabelle die Daten für die Breiten zwischen
10° S. und 4° N. Die Stromstärke ist in Seemeilen
für 24 Stunden in der Kolumne Sm, die Prozente der
Stromstillen in der Kolumne 8t. angegeben. Die Strom-
stärke zeigt sich räumlich wie zeitlich ungleich verteilt.

Breiten-

Dez.-Jan.

Febr.-März

April-Mai

Jnni-Juli Ang.-Sept.

OKt.-No?.

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4°— 2°
2°-0°

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0°-2°

2°-4°

4°-6°

6°-8°|

8°-10°

70
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79
78

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22
15

13

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13 83
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17

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16

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18
14

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12 63
18 75
20 82
23 83
19 (| 74

17
19
18

2

18
19
14
18

17

In allen Monaten, mit Ausnahme des Oktober und Novem-
ber, ist der Strom am stärksten in der Zone vom Aequator

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388

Die atlantischen Strömungen.

bis 2° N. Br., während unmittelbar südlich vom Aequator
ausnahmslos die Stromstärke nachläßt, um zwischen 2°
und 6 0 S. Br. wieder anzusteigen und noch weiter süd-
lich wieder abzufallen. Danach hat also diese Aequatorial-
strömung einen doppelten „ Stromstrich deren einer in
ca. 1 0 N. Br., der andere in ca. 4 0 S. Br. (in den Längen
zwischen 25 0 und 30 0 W.) anzunehmen ist.

Andererseits äußert sich der Strom nach Stärke wie
Frequenz am intensivsten im Juni und Juli, wo seine
durchschnittliche Stärke zwischen 8 0 S. und 4 0 N. Br.
auf nicht unter 20, meist über 24 Seemeilen im Etnial
anzunehmen ist. Doch ist schon in Einzelfällen im nörd-
lichen Stromstrich die dreifache Stärke empfunden worden,
nach Kapitän Koldewey einmal 72 Seemeilen, welches
Maximum auch im südlichen Stromstrich nahezu mit
71 Seemeilen erreicht wird. Die große Regelmäßigkeit
dieses Stromgangs tritt auch in diesen beiden Monaten
dadurch hervor, daß die Stromstillen alsdann das Minimum
ihrer Frequenz erreichen und im nördlichen Stromstrich
fast ganz verschwinden.

0 estlich von 20 0 Lg. ist die mittlere Stromstärke
geringer als in dem auf der Tabelle dargestellten Gebiet,
nach Koldewey und Evans zwischen den Extremen
18 und 50 Seemeilen schwankend; dagegen wird west-
lich von 40 0 Lg., wegen der seitlichen Einengung des
Stroms durch das südamerikanische Festland, im nördlichen
Stromstrich die Geschwindigkeit bisweilen abnorm groß
gefunden, Evans notiert viele Fälle Über 50 Seemeilen,
Strachan zwei, welche bezw. 72 und 108 Seemeilen
(3,7° N. Br., 43,5° W. Lg.) erreichten und Sabine erzählt
von seiner Reise mit Kapitän Clavering, daß er am
9. September 1822 in 2° 59' N. Br. und 48° V W. Lg.
sich seit dem vorigen Mittag um 99 Seemeilen nach
N5° W versetzt gefunden habe. Beim Kap San Roque
teilt sich die Aequatorialströraung, wie es scheint mit ihrem
südlichen Stromstrich, in zwei Hälften, deren eine nach
Süden, die andere noch Nordwesten ablenkt. Letztere
vereint sich dann etwa auf der Höhe der Amazonas-
mündung mit dem inzwischen ungeteilt westlich weiter

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Der südliche Aequatorialstrom. Der Guyanastrom. 389

vorgeschrittenen nördlichen Stromstrich, sehr bald tritt
dann noch die Fortsetzung der nördlichen Aequatorial-
strömung dazu und alle drei Komponenten liefern alsdann
die sogenannte „Guyanaströmung". Beim Kap San
Roque sind nach Nordwesten gerichtete Stromversetzungen
von 30 bis 60 Seemeilen im Etmal nicht ganz selten
gefunden und ihre Nichtbeachtung hat früher Schiffen
von schlechter Segelqualität manchen wochenlangen Auf-
enthalt verursacht. Auch weiter nordwestlich äußert der
Strom sich meist ebensosehr kräftig wie auch konstant
in der Richtung, und Fälle, wo er unerwartet schwach
wird oder ganz ausfallt oder in abnormen Richtungen
sich äußert, sind offenbar selten und nur nahe dem Lande
zu erwarten (vgl. die Erfahrungen S. M. S. »Luise",
Dez. 1881 in den Ann. d. Hydr. 1882, 127; auch 1885,
310). -

Konstruieren wir nunmehr auch hier aus der Isobaren-
karte die herrschende Richtung des Passats, so ergibt
sich diese aus der Mohnschen Formel und den Ueber-
sichtskarten Köppens (Meteorol. Zeitschr. 1885, Taf. 3;
Segelhandb. für den Atl. 0. S. 41) südlich vom Aequator:

östlich von 0° Länge: Wind S bis Sz W\ Strom aber nach WNW,
zwischen 10° und 30°: „ SO „ „ „ W,

„ 30 „ 50 : „ 80 bis SOzS „ „ WNW.

Auch hier beträgt der Unterschied zwischen Windrich-
tung und zugehöriger Trift im Osten 7 Strich, weiter
westwärts abnehmend bis zu 3 oder 2 Strich, und zwar
erscheint der Strom links abgedrängt. Soll man nun,
wie Kapitän Holtmann geneigt ist, ohne weiteres an-
nehmen, daß sowohl hier wie bei der Trift des Nord-
ostpassats, wo die Abdrängungen nach rechts stattfinden,
eine einfache Wirkung der Rotationskraft vorliegt? Wir
wollen die Entscheidung hierüber aufschieben, bis wir
uns einen weiteren Ueberblick über die Windverhältnisse
im westindischen und brasilischen Stromgebiet verschafft
haben.

3. Die karibische Strömung ist die Fortsetzung
der Guyanaströmung und des Hauptteils des nördlichen
Aequatorialstroms. Schon Renneil beschreibt die lebhafte

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390

Die atlantischen Strömungen.

Trift zwischen den kleinen Antillen und nennt dieselbe
weiter westlich nicht nur einen Meerstrom, sondern eine
ganze See in Bewegung (not a stream, but a sea in moUori).
Bartlett berichtet von seinen Aufnahmen in den west-
indischen Gewässern, daß an den Küsten der Strom stark
nach Westen setze, er aber in der Mitte der Durchfahrten
den starken Strom nicht gefunden habe. Evans (und
ebenso die Pilot charts) geben dem Strom nahe der fest-
ländischen Küste eine Geschwindigkeit von 24 bis 72 See-
meilen im Osten, 12 bis 36 weiter im Westen. Dort
trifft er auf die nordsüdlich verlaufende Küste von Hon-
duras, an welcher entlang nach Süden segelnd Kolumbus
auf seiner vierten Reise den hierdurch nach Norden
abgelenkten Strom sehr unangenehm empfand; er beklagt
sich sogar, daß er zu keiner Zeit mit dem ausgeworfenen
Bleilot den Boden habe finden können, weil durch die
starke Strömung dasselbe immer vom Grunde aufgehoben
worden sei (Kohl, Golfstrom 30). In der Bucht von
Chiriqui und Darien, wie dann weiterhin im Golf von
Honduras (Belize) werden sich der Theorie nach Neer-
ströme entwickeln müssen, die in der That auch auf den
Karten eingetragen sind.

Endlich tritt der Strom in die Engen zwischen
Yucatan und Kuba ein, welche zwischen Kap San Antonio
und Catoche nur wenig über 100 Seemeilen Breite be-
sitzen, so daß daselbst seine Bahn auf nahezu l ji ein-
geengt erscheint. Eine Zunahme der Geschwindigkeit
bis 50 und gelegentlich noch mehr Seemeilen täglich ist
daher die erste Folge, andererseits aber werden südlich
unter Kuba Neerströme nicht ausbleiben. Die englischen
Stromkarten kennen solche angeblich nur zur Zeit der
Syzygien und der Tag- und Nachtgleichen, aber überall
entlang den Südküsten der größeren Antillen bis nach
Puerto Rico hin (Evans; Pilot charts). Man wird aber
nicht fehlgreifen, wenn man sie nur als Neerströme auf*
faßt, obwohl sie im Winter auch als Folge der häufigen
und starken Norder im Golf von Mexiko auftreten könnten,
welche den Strom bei Kap San Antonio bisweilen ganz
umkehren (Segelhandb. f. d. Atl. O. S. 510), was indes

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Der Kariben- und Antillenstrom.

391

nur für die Oberfläche wird gelten können (vgl. auch
Ann. der Hydr. 1874, 92, 189). — In den Passagen
zwischen den Antillen erscheinen wechselnde Strömungen:
unter Land sind sie oft denen inmitten der Straße ent-
gegengesetzt. Doch wird angenommen, daß in der Wind-
wardpassage zwischen Kuba und Hayti der Strom meist
södlich, dagegen in der Monastraße zwischen Hayti und
Puerto Rico nördlich setzt: eine Annahme, welche durch
das Auftreten der erwähnten Neerströme nur gestützt
wird.

4. Außerhalb der westindischen Inseln biegt ein
großer Ast, wenn nicht die Hauptmasse, der nördlichen
Aequatorialströmung nach Westen und Nordwesten um,
die Antillenströmung unserer Karte. Dieselbe erscheint
zwar schon bei Findlay (Journ. B. G. Soc. 1853, 220),
aber hat sich auf den Strömungskarten noch nicht recht
eingebürgert. Ich habe mehrfach auf ihre Existenz hin-
gewiesen (Aequator. Meeresstr. S. 9), die sowohl durch
direkte Strombeobachtungen wie durch den Verlauf der
Oberflächenisothermen bewiesen ist. Die englischen Strom-
karten zeigen zwischen den östlicheren Antillen und den
Bermudasinseln zahlreiche Westströmungen, allerdings
nur in der Stärke zwischen 8 und 20 Seemeilen; die
Challengerexpedition fand auf der Ueberfahrt von St. Thomas
nach den Bermuden im März 1873 folgende Stromver-
setzungen :

26. März, in 19° 41' N. Br., 65° 7' W. Lg.: N 37* W . . HSeem.,

27. „ „ 21 21 „ „ 65 12 „ „ : N 55 W . . 14 „

28. „ „ 22 49 „ „ 65 19 „ „ : N 44 W . . 24 „

29. „ „ 24 39 „ „ 65 25 „ „ : N 47 W . . 20 „

30. „ „ 26 26 „ „ 65 18 „ „ : N 30 W . . 16 „

31. „ „ 27 49 „ „ 64 59 „ „ : N 55 0 . . 14 „

1. April „ 29 5 „ „ 65 1 „ „ : N 61 O . . 4 „

2. „ 29 42 „ „ 65 7 „ „ : N 8 W . . 22 „

3. „ „ 31 49 „ „ 64 55 „ „ : N 11 W . . 5 „

Als (mechanisches) Mittel aus diesen neun Strombeobach-
tungen ergibt sich die Richtung N 23 0 W oder NNW
mit 12 Seemeilen; nehmen wir aber nur die ersten fünf
Tage, wo der Strom sehr regelmäßig sich fühlbar machte,
so erhalten wir als (mechanisches) Mittel N 39° W mit

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392

Die atlantischen Strömungen.

17,4 Seemeilen. — Klimatisch äußert der Strom sich in
der tropischen Wärrae, die er den Bahamainseln bringt,
deren Treibhausklima die ganze civilisierte Welt mit
Ananas versorgt. Schon Maury (Phys. Geogr. of the
Sea § 129 und 141) und die Mitglieder der Challenger-
Expedition (Wild, Thalassa 65) erkannten in dieser
warmen Strömung die Fortsetzung des nördlichen Aequa-
torialstroms. Daß diese Nordwestbewegung eine sehr
tiefgehende ist, hat schon Irminger bewiesen, indem
er mit Aimes Stromzeiger in 25 0 4' N. Br., 65 0 41' W. Lg.
in 900 m Tiefe (durch wiederholten Versuch bei Wind-
stille) die gleiche Strömung feststellte (Ztschr. für allg.
Erdk. N. F. III, 1854, S. 172 f.).

Die Windverhältnisse über diesem Teil des Nord-
atlantischen Ozeans sind kurz dahin zu charakterisieren,
daß über dem Antillenstrom zwischen Puerto Rico und
den Bermudasinseln bei einer Richtung des Gradienten
nach S 24 0 W, der mittl. geogr. Breite von 25 und
einem Ablenkungswinkel a = 60° eine mittlere Wind-
richtung von fast genau Ost (N84° 0) sich ergibt, so
daß also hier zwischen Wind und Trift ein Winkel von
vier Strich vorhanden ist. Im Karibischen Meer ergibt
die Isobarenkarte (bei ß = 18°, Oradient nach S 27° TT,
und a = 52°) eine mittlere Windrichtung von OzN
(N79° 0), bei einer Stromrichtung nach WNW, also
eine Abweichung von drei Strich.

5. Die Fortsetzung des südlichen Stromstrichs der
südlichen Aequatorialströmung ist der entlang der süd-
amerikanischen Küste nach SW sich bewegende Brasi-
lienstrom. Die Stärke desselben ist immer sehr mäßi^
und mehr als 24 Seemeilen im Etmal sind selten gefunden
worden, meist bringt er den nach Süden segelnden Kap-
Horn-Fahrern nicht mehr als 20 Seemeilen täglich. „In
der Nähe der Küste, bis zu 200 Seemeilen davon ist die
Strömung außerdem wechselnd und folgt den hier monsun-
artigen Küsten winden mit den Jahreszeiten" (Hoffmann).
Darum sind in den Monaten Juli bis September nörd-
lich von Bahia unter Land sogar nördliche Stromver-
setzungen nicht gerade selten gemeldet worden.

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Der Brasilienetrom.

393

Die Windrichtungen weiter in See sind im Jahres-
durchschnitt nach der Isobarenkarte:

in 12° S. Br., 33° W. Lg. bei a = 41°: OSO,
25 „ „ 40 „ „ „ et = 60 : ONO.

Wir bemerken hier also eine Wendung der Luftströmung
in dem Sinne, daß sie in der niederen Breite mehr auf
das Land zu, in der höheren aber parallel dem Land
entlang weht. Im letzteren Falle läuft der Strom bei-
nahe wie der Wind, nur zwei Strich links von dem-
selben.

6. Theorie dieser Strömungen. Bei fast allen
Fällen, wo Strom und mittlere Windrichtungen ver-
glichen wurden, zeigte sich, daß der Strom auf der nörd-
lichen Hemisphäre nach rechts, auf der südlichen nach
links von der aus dem Winde abzuleitenden Trift ab-
gelenkt war. Daß hierfür die Erdrotation nicht ohne
weiteres verantwortlich gemacht werden kann, ist zunächst
schon aus dem Umstände zu entnehmen, daß der Betrag
dieser Ablenkung größer war in niederen Breiten als
in höheren. Aber es wäre doch überhaupt übereilt,
hierin lediglich Wirkungen der Rotationskraft zu suchen.
Die Luftströmungen bewegen sich unbehindert durch
solche seitliche, ihren Bahnen sich quer entgegenstellende
TJferwände, wie sie die Meeresbecken umschließen. Nicht
überall kann in den Randgebieten der Meeresräume die
Trift vor dem Winde herlaufen, sondern sie befolgt bei
auflandigem Winde solche Richtung, wie sie aus einer
in der Luftströmung enthaltenen, der Küste parallelen
Komponente sich ergibt. Zu dem Zwecke muß man
auch die Windgebiete an den äußersten Grenzen der
Tropen in Betracht ziehen. Um zunächst bei der Brasilien-
strömung zu bleiben, wird also südlich von ca. 25 0 S. Br.
der hier von NO wehende Wind eine Trift erzeugen
können, welche nach SW geht. Dadurch wird alsdann
ein Kompensationsbedürfnis an dieser Stelle geschaffen,
welches eine gerade auf die Küste zu gerichtete, in etwa
10° bis 15° Br. vom OA T Ö-wind geschaffene Trift eben-
falls nach S W zieht, diese greift dann noch weiter rück-
wärts, und so kommt schließlich entlang dieser brasilischen

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394

Die atlantischen Strömungen.

Küste eine den Passat im rechten Winkel durchschneidende
Meeresströmung zustande.

Man muß indes noch weiter ausblicken. Wenn noch
in 25° S. Br. nahe der südamerikanischen Küste der
Gradient fast nach NW (genau N 54 0 W) gerichtet er-
schien, so ist er in kurzem Abstände davon, an einem
Orte etwa 33° S. Br., 42° W. Lg. schon nach SSW ge-
richtet, was bei dem großen Ablenkungswinkel (66°)
hier als Richtung der mittleren Windtrift genau SO er-
gibt: damit haben wir also schon eine Komponente,
welche das Wasser von der Küste hinwegzieht (und
zwar der Größe dieses Gradienten wegen mit großer
Kraft), dort also die Kompensation nur um so verstärkter
auftreten lassen muß.

Ebenso ist es im Nordatlantischen Ozean. TJeber
dem Antillenstrom war der Luftdruckgradient nach SS W
gerichtet. Die Isobarenkarte aber zeigt, daß über den
Bermudasinseln der dort übrigens auch sehr große Gradient
nach Nord (genau N6°0) zielt, was eine Strombewegung
in Luft und Wasser nach N72° 0 (fast OzN) erzeugen
muß. Wir sehen also auch hier die Antillenströmung
sowohl durch das sich entgegenstellende Festland, wie
durch die im Norden der Bermudasinseln zu leistende
Kompensation in diejenige Richtung gedrängt, die der
Strom thatsächlich zeigt. Die Karibenströmung, wie der
Guyanastrom, der sie wesentlich kompensiert, erscheinen
ganz durch die Konfiguration des Landes in ihrer Rich-
tung bestimmt. Man könnte nun danach auch die starke
Westbewegung, welche die beiden Aequatorialströme
zeigen, also eine Richtung, um 3 bis 7 Strich von der
normalen Windtrift abstehend, zurückführen auf solches
Kompensationsbedürfnis, welches an den Grenzen der
Tropenzone an der Westseite der Ozeane erzeugt ist.
Aber so einfach ist der Vorgang nicht.

Ist nämlich der Strom in der angedeuteten Weise
eingeleitet, so werden auch die örtlichen Windimpulse
eine Komponente zur Verstärkung derselben gewahren
können. Die Passattriften sind also nach dieser Dar-
legung nur mit diesem Bruchteil auf den unmittelbaren

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Theorie der äquatorialen Strömungen.

395

Windefiekt zurückzuführen, sie haben außerdem auch
noch die Funktion von Kompensationsströmen. Als solche
indes werden sie in gesetzmäßiger Weise der Rotations-
kraft folgen müssen (s. oben S. 365): sie werden unter
nördlichen Breiten nach rechts, unter südlichen nach
links vom geraden Wege zum kompensationsbedürftigen
Orte abgedrängt werden. Das gibt uns vielleicht einen
Anhalt, nunmehr die Bahn der Strombewegungen noch
genauer zu analysieren.

Die Aspiration (um diesen Ausdruck zur Abwechs-
lung zu gebrauchen im Sinne von allen eine Kompen-
sation bezweckenden Strombewegungen, die ihr Motiv
vor sich haben), die Aspiration zieht alles Wasser auf
der Höhe der brasilischen Küste, welches nordwärts von
15° liegt, unbedingt nach SW. Indem nun letzteres
dieser Bewegung folgen will, wird es vom Passat auf
die Küste zu nach W gestoßen , von der Rotationskraft
aber nach links, also nach SO gezogen: man sieht, die
Resultierende aus beiden Kräften wird in eine Richtung
nach S bis SW fallen, also in gleichem Sinne wirken,
wie die durch die Aspiration eingeleitete Bewegung.

In dem Streifen zwischen Ascension und Fernando
Noronha unterliegt zunächst die Meeresoberfläche der
Einwirkung des Passats, die sie nach NW triften läßt.
Aber zur Linken ist die Aspiration nach der Brasilien-
strömung hin unwiderstehlich: der dadurch geforderte
Kompensationsstrom hat eine Richtung nach WzS, die
Rotationskraft zieht diesen nach SzO, die Resultierende
wird einen Weststrom geben.

Ein Teil des Südostpassats aber weht an der Küste
Brasiliens westlich vom Kap San Roque parallel dieser
Küste nach NW bis zur Münduug des Amazonenstroms:
«r wird also eine Trift erzeugen, welche dieser Richtung
folgt. Weiterhin an der Küste von Guyana weht ein
auflandiger Nordostpassat, doch kann das Wasser nach
dem Karibischen Meer hin entweichen. Indem es dieses
thut, schafft es dem nördlichen Arme des vom Kap San
Roque geteilten Stroms eine nahe Aspiration, welche
dieser folgt. Die Erdrotation drängt ihn nach NO, der

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396 Die atlantischen Strömungen.

Passat schiebt ihn nach SW, der Strom wird also im
wesentlichen seine Nordwestrichtung beibehalten.

Aber auch nördlich vom Aequator gelegenes Wasser
wird durch diese an der Guyanaküste eingeleitete Bewe-
gung in Strömung versetzt. Zunächst wird der nord-
brasilische Strom von rückwärts her sich Ersatz zu schaffen
suchen. Da südlich von Fernando Noronha die südliche
Brasilienströmung alles beherrscht, so bezieht er seinen
Ersatz entlang dem Aequator. Der Passat, hier meist
aus südlicherer Richtung als £Ö kommend, drängt den
Kompensationsstrom auf die nördliche Hemisphäre hinüber,
wo dann trotz der niedrigen Breite die Rotationskraft in
gleichem Sinne wirksam wird. Das hat einmal zur Folge,
daß diese Partie des „ Aequator ialstromes* ein Bestreben
hat, sich nach nördlichen Breiten hin auszudehnen,
andererseits, da die Aspiration von Westen her bestehen
bleibt, dennoch der westlichen Richtung möglichst treu
zu bleiben: daher die nördlich von W liegende Strom-
richtung des nordhemisphärischen Teils dieser Strömung.

Noch eine andere auffallende Eigentümlichkeit der
südlichen Aequatorialströmung scheint in den so skizzierten
Vorgängen ihre Erklärung zu finden: der doppelte „ Strom-
strich * derselben (s. Tabelle S. 387). Wir greifen wohl
kaum fehl, wenn wir den nordhemisphärischen Stromstrich
dem zur Amazonasmündung hinstrebenden, den südlichen
dem zur Laplatamündung hin aspirierten Kompensations-
strom zuschreiben: die Stromstriche sind getrennt durch
den Aequator, weil hier die Rotationskraft; ihr Vorzeichen
wechselt, indem sie den nördlichen nach rechts, den süd-
lichen nach links abdrängt.

Das Verständnis der Bewegungsvorgänge im nörd-
lichen Aequatorialstrom wird nach diesen systematischen
Darlegungen Schwierigkeiten nicht mehr begegnen. Auch
dieser Strom hat neben seiner Entstehung als Trift auch
eine Funktion als Kompensationsstrom, der das im Be-
reiche und nördlich von den Antillen nach Westen und
nördlich von den Bermuden sogar mit sehr großer Kraft
nach Norden und Nordosten getriebene Wasser zu er-
setzen sich bemüht. Die Rotationskraft wirkt hier aber

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Theorie der äquatorialen Ströme.

in gleichem Sinne auf die Trift, wie die Aspiration, in-
dem beide die Stromfaden nach rechts ziehen : das Resultat
ist die Westströmung der Karten.

Unschwer sind dann auch die jahreszeitlichen Schwan-
kungen dieser Strömung zu verstehen. Sowie der Passat
seine Aequatorialgrenze verschiebt, so ändert sich auch
die Südgrenze des Stroms, wenn auch beide sich nicht
gerade ganz genau decken. Aber im Winterhalbjahr ist
die Kraft des Nordostpassats erheblich größer als im
Sommer (im Verhältnis von etwa 9 bis 10 zu 6 bis 7 m,
an der Südgrenze wie 8 zu 5 m, vgl. Köppens Wind-
karten), was zur Folge haben muß, daß die Erfüllung
der Kompensationsfunktion im Winter mehr erschwert
wird als im Sommer, wodurch dann der ganze nördliche
Aequatorialstrom im Sommer in nördlicheren Breiten sich
halten kann als im Winter, wo er mehr seiner Triftnatur
zu folgen genötigt wird. Es kommt dazu, daß in dem
Gebiete der Wendung des Antillenstroms aus der West-
in die Nordrichtung zwischen den Bahama- und Ber-
mudasinseln im Sommerhalbjahr die Winde südlich von
Ost kommen, während sie im Winter nördlicher als Ost
sind. Danach funktioniert denn auch der Antillenstrom
im Sommer stärker aspirierend, während derselbe im
Winter mehr durch die starken Westwinde der Breiten
nördlich von 30° N. im Gange gehalten wird, also im
ganzen mehr als Kompensations- wie als Triftstrom sich
verhält.

Auch die jahreszeitliche Schwankung der Strom-
stärke im südlichen Aequatorialstrom läßt sich vielleicht
aus den gleichzeitigen Windverhältnissen ungefähr fol-
gendermaßen erklären. Das Maximum der Stromkraft
findet im Nordsommer statt. Köppens Windkarten zeigen,
daß gleichzeitig in dem Streifen zwischen dem Aequator
und 5 0 S. Br. westlich der Länge von St. Paul die Wind-
stärke etwa 8 bis 10 m beträgt, während sie im Nord-
winter in derselben Meeresgegend vielfach unter 5 m
sinkt. Daraus würde sich folgern lassen, daß die nord-
brasilische Trift im Nordsommer ungefähr auch doppelt
so lebhaft und das durch sie nach Osten hin erregte

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398

Die atlantischen Strömungen.

Kompensationsbedürfnis auch wohl ungefähr doppelt so
anspruchsvoll auftreten wird, wie im Südwinter. Gleich-
zeitig aber ist der sonst sehr mäßige Nordostpassat gerade
da am kräftigsten, wo er die Guyanaströmung am ehesten
beschleunigen kann, nämlich unmittelbar östlich von den
kleinen Antillen: das muß die Aspiration entlang der
Nordostküste Südamerikas noch mehr verstärken und in
Verbindung mit der vorher angedeuteten Ursache eine
merkliche Beschleunigung des südlichen Aequatorial ström s
bewirken. Das würde aber doch nur genügen, nach
unserer obigen Darlegung, das intensivere Strömen im
nördlichen Stromstrich zu erklären. Die indes gleich-
zeitig auftretende Beschleunigung des südlichen Strom-
strichs wäre dagegen mit ebenso viel Berechtigung auf
das Ansteigen der Windstärke in dem Fünfgradfeld zwischen
15° und 20° S. Br., 40 0 bis 35° W. Lg. zurückzuführen:
woselbst nach Köppens Karten in den Monaten Januar-
Februar die Windstärke etwa 3 bis 5, im Juli- August
dagegen etwa 6 bis 8 m in der Sekunde erlangt, womit
dann die dort erzeugte Aspiration entsprechend sich ver-
stärken dürfte.

7. Der nordafrikanische oder Kanarienstrom
von ausgeprägt meridionaler Richtung beherrscht die öst-
lichste Partie des Nordostpassats zwischen Madeira und
den Kapverdeschen Inseln. Seine Stromstärke ist im
allgemeinen eine mäßige, nach den englischen Strom-
karten zwischen 8 und 30 Seemeilen im Etmal schwankend ;
doch sind Versetzungen von mehr als 15 Seemeilen selten.
Der Strom führt Wasser aus höheren Breiten in die
Tropen, ist also ein relativ kalter Strom und als solcher
unmittelbar von den Isothermenkarten der Wassertem-
peraturen abzulesen.

Seit den Zeiten des Varenius und Kircher bis nach
Rennell und Heinrich Berghaus, wo der nördliche
Aequatorialstrom auf den Karten nicht gehörige Beach-
tung fand, wurde der Kanarienstrom nicht durch die
Kapverdeschen Inseln hiudurch nach Südwesten und Westen
weitergeführt, sondern zwischen dieser Inselgruppe und
dem gleichbenannten Vorgebirge recht südwärts und dann

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Der nordafrikanische oder Kanarienstrom. 390

um Kap Palmas herum nach Osten. Man leitete also
den Guineastrom aus dem Kanarienstrom ab. Findlay
hat in Wort und Bild diese Auffassung zunächst dahin
modifiziert, daß er den größeren Teil (the main body)
des Kanarienstroms in die nördliche Aequatorialströmung
überfährte, und nur einen kleinen Bruchteil den altüber-
lieferten Weg entlang der afrikanischen Küste nach Süd-
ost und Ost fortsetzen ließ. Es geschah dies trotz der
allen Seefahrern und daher auch Rennell und Findlay
sehr wohlbekannten Thatsache, daß südlich vom Kap
Verde die Wassertemperaturen durchweg viel höhere
sind als im Norden davon: während doch ein an der
Küste entlang nach Süden gehender Strom seine kalten
Temperaturen von Kap Blanco her weithin nach Süden
mitbringen müßte. Andererseits ließ Findlay in etwa
10° N. Br. auf der Höhe von Sierra Leone den von
Westen kommenden Aequatorialgegen- oder Guineastrom
sich mit jenem nordafrikanischen »Strom vereinigen. Der
eine ist fern von dieser Stelle ein notorisch warmer, der
andere ein kalter Strom, es müßten also bei diesem Zu-
sammenfließen sehr starke Gegensätze in den Wasser-
temperaturen örtlich sich geltend machen. Davon aber
ist den Seefahrern nun wieder nichts bekannt, vielmehr
ist südlich des Kap Verde das Küstenwasser wie das
Wasser weiter in See in allen Jahreszeiten warm und
immer viel wärmer als im Kanarienstrom bei den Kap-
verdeschen Inseln, wo derselbe in den Aequatorialstrom
tibergeht. Auf diesen Punkt wird noch zurückzukommen sein.

Entsprechend den räumlichen Schwankungen des
nördlichen Aequatorialstroms ist auch das Südende des
Kanarienstroms im März in sehr viel südlicherer Lage
zu finden als im September, worüber ebenfalls bei der
Beschreibung des Guineastroms Einzelheiten beigebracht
werden sollen.

Die Entstehung des nordafrikanischen Stroms ist
leicht verständlich. Aus der Isobarenkarte ergibt sich

in 31° N. Br., 15° W. Le.:

der Gradient nach 8 36° O, die* Trift nach S 29° TT,
in 19° N. Br., 20° W. Lg. :

der Gradient nach S 37° 0, die Trift nach S 17° W.

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400 Die atlantischen Strömungen.

die thatsächliche Strömung dürfte im ersten Falle genau
die der Trift entsprechende sein, im zweiten aber ist sie
entschieden um mindestens zwei Strich mehr nach rechts
abgelenkt. Hierauf wirkt die Aspiration der nördlichen
Aequatorialströmung ein, und die dann eingreifende Ro-
tationskraft.

8. Das südatlantische Ebenbild der Kanari en Strömung
ist auf den Karten der südafrikanische oder Ben-
guelastrom. Von den Breiten der Kapstadt an nord-
wärts bis über die Congomündung hinaus ist dieser
ebenfalls kalte Strom mit einer Kraft von meist mehr als
12, aber selten mehr als 30 Seemeilen täglich nach Norden
gehend erkennbar. Nahe unter Land ist der Strom fast
stets sehr viel schwächer und unregelmäßig, was offen-
bar mit den dort herrschenden Auftrieberscheinungen
zusammenhängt. Doch ist er an der Congomündung
stark genug das rotbraune Wasser dieses wasserreichsten
afrikanischen Flusses, samt den von diesem losgerissenen
schwimmenden Mangroveinseln und Baumstämmen nord-
westwärts weit in den Ozean hinauszuführen, wo sie
gelegentlich bis in die Nähe von St. Thome vertreiben
• (Ann. d. Hydr. 1874, 299; 1878, 468). Im System der
stidatlantischen Strömungen erfüllt er, gleich dem ana-
logen Kanarienstrom , die Funktion, hauptsächlich der
großen Aequatorialströmung Ersatz für das westwärts
entführte Wasser zu bringen. Die wenn auch schwachen
Südwinde tragen natürlich ebenfalls bei, ihu zu erzeugen
und zu verstärken, wobei sie in höheren Breiten je weiter
vom Lande desto weniger aus Süd und mehr aus Ost, in
niederen Breiten dagegen wie unter Land mehr aus West
als aus Süd wehen. Unter dem Wendekreis des Steinbocks
in 10° 0. Lg. zeigt der Gradient des Luftdrucks genau
nach Nordost, die Luftströmung geht nach Nz wie der
Strom parallel der Küste. Unter gleicher Länge auf der
Höhe der Congomündung aber zeigt der Gradient nach
N18°0, der Luftstrora von S38° TT würde eine Trift nach
NOzN erfordern. Das links (westlich) von dieser Stelle sehr
starke Kompensationsbedtirfnis zieht aber den Strom nach
Westen, wobei die Erdrotation in gleichem Sinne eingreift.

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Die Guineaströmung.

401

9. Die Guineas tröraung nimmt zu allen Zeiten
denjenigen Raum ein, welcher zwischen den beiden
Aequatorialströmungen liegt. Wir sahen oben, daß Find-
lay sie zuerst so aufgefaßt hat (nach einer vom 4. Okto-
ber 1850 datierten, in der Perthes'schen Sammlung in
Gotha befindlichen Karte), nachdem schon vorher Hein-
rich Berghaus die östlichen Strom Versetzungen der
preußischen Seehandlungsschiffe dahin gedeutet hatte,
daß nördlich vom Aequator eine „vorher unbekannte,
warme östliche Trift auf die afrikanische Küste zu" vor-
handen sei. Renn eil kannte ebenfalls östliche Ver-
setzungen in jener Gegend, wußte sie aber nicht zu
deuten. — Gemäß ihrer Lage zwischen den beiden
Aequatorialströmen ist die Guineaströmung in ihrer Aus-
dehnung beträchtlichen Schwankungen mit den Jahres-
zeiten ausgesetzt. Schon Kapitän Koldewey hat indes
darauf hingewiesen, daß die von Hermann Berghaus
und den englischen Strömungskarten angegebene west-
liche Erstreckung des Guineastromes bis in 51 0 W. Lg.
(nur 200 Seemeilen von Cayenne abstehend!) übertrieben
sei, da selbst im September westlich von 35 0 Lg. solche
dem Guineastrom zuzuschreibende östliche Stromver-
setzungen selten und westlich 40° überhaupt nicht ge-
funden würden. In den „Neun Zehngradfeldern etc."
sind in der That Beobachtungen für die Monate Juni
bis September in diesem Räume westlich von 30 0 Lg.
sehr spärlich, so daß sich eine positive Bestimmung der-
jenigen Stelle, wo die Randgewässer der beiden Aequa-
torialströme nach Osten abkurven, um das westlichste
Ende des Guineastroms zu bilden, vorerst nicht geben
läßt. Doch ist kaum anzunehmen, daß im September
die Stelle westlicher liegt als in 40 0 Lg. In den anderen
Monaten ist diese „Wurzel" des Guineastroms sicherer
festzustellen: sie liegt

im November in ca. 33° W. Lg. im März in ca. 25° W. Lg.
„ Januar „ 27° „ „ . „Mai „ „ 28° „

Im Einzelfalle mögen natürlich Verschiebungen dieses
Punktes erfolgen, der sich ja nach dem Verhalten der
beiden Aequatorialströme richtet. Hiervon ist auch die

Krümmel, Ozeanographie n. 26

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402 D i€ atlantischen Strömungen.

geographische Breite dieser Stelle abhängig, die im Sommer
nahe an 8° bis 10° N. Br., im Winter dagegen in 4° bis
5 0 N. Br. Hegen dürfte.

Von dieser „ Wurzel" nach Osten wird der von der
Ostströmung beherrschte Raum stetig breiter, was an
sich ein Beweis dafür ist, daß entlang dem Rande der
Aequatorialströmungen überall Wasser nach diesem Innen-
raume abkurvt. In diesem selbst ist die Stromrichtung
nach Osten hin aber keineswegs nach ihrer Häufigkeit
eine so dominierende, wie die Westrichtung in den beiden
Aequatorialströmungen, namentlich der südlichen. Nach-
stehende Tabelle, von Kapitän P. Hoffmann aus den
„Neun Zehngradfeldern 11 zusammengestellt, wird das Ver-
halten der Guineaströmung in den Längen zwischen 30 0
und 25° W. verdeutlichen.

Nördl.
Breite

Febr.-März

Oststr.

St.

N

HM

12 rt -10°!

10°— 8° 1

B u -6" '

2:;

M

'23

4--Ü»

1

April-Mai

JüDi-Jnll

Oststr.

St.

Oststr.

St.

B

i— i

f.

M

_

17

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12

W\

27 i

22

20

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25

22

18 1

U>

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11

11

17

h

OkL-IdT.

Oststr.

St.

Oststr. st.

i

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39

"5!

29

28

14 '20

68

21 1

17

47

16 1 29

75

21 |

18

46

17 1 22

4<3

16,

20

33

i

-|n

13-21

Die Häufigkeit des Oststroms ist wie die der Stromstillen
(St.) in Prozenten aller Beobachtungen, die Stromstärke
in Seemeilen (Sm.) für das Etmal angegeben. Am regel-
mäßigsten ist danach das Phänomen im Hochsommer
zwischen 10° und 6° Br. ausgebildet, während in den
übrigen Monaten auch zwischen 4 0 und 0 0 N. Br. Ost-
ströme nicht so häufig gefunden werden, wie etwa west-
licher Strom in der nördlichen Aequatorialströmung; unter
4 Fällen ist sogar immer einmal auf gar keine Strom-
versetzung zu rechnen. Der Strom ist in dieser Gegend
also mannigfachen Störungen ausgesetzt, mit gelegentlich
auch sehr heftigen Kabbelungen (Ann. d. Hydr. 1878,
5G5), tritt aber, wenn er normal sich ausbilden kann,
mit nicht zu unterschätzender Kraft auf. Durchschnitt-

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Die Guineaströmung.

403

lieh mögen 18 Seemeilen, als Maximum 40, auch 50 See-
meilen anzunehmen sein. Ganz besonders kräftig pflegt der
Strom an seiner Südgrenze sich zu äußern: Schiffe, welche
in nordsüdlicher Richtung 3 0 N. Br. passieren, pflegen
nicht selten an dem einen Tage ebensoviel nach Osten,
wie am nächstfolgenden nach Westen versetzt zu werden.
Schon Strachan bringt dafür von vielen anderen folgen-
des eine klare Beispiel:

Datum N. Br. W. Lg. Strom im Etmal

S 87°0, 19 Seemeilen

1857, Januar 8. 4° 41'; 23° 25' i
9. 3 56 ; 23 82

n

11

11
11

10.

11

11

N87 W, 16

n

2 0 ; 23 23 <

Zu einer andern Jahreszeit durchschnitt der „Challenger*
den Guineastrom weiter östlich; die beobachteten Strom-
versetzungen waren:

Datum

N. Br. W. Lg.

Strom
im letzten
Etmal

Tagesmittel
der
Wasser-
temperatur

1873, August 10
11

n

13° 36' 22° 49'
12 15 22 28

S 27° W, 7 Sm
S 37 W , 16

11

26,1°
25,9

1873, August 12
13
14
15
16
17
18
19
20

n
ii

ii
ii
ii
*i

ii

n

11

11
11
11
11

11° 59'
10 25
9 21
8 25

7
6

3
44

6 11
5 48
4 29

21° 12'

20 30

18 28

18 2

16 3

16 42

15 57

14 20

13 52

S 67 O,

8 32 O,

S 45 O,

8 45 0,

N66 O,

N 7 0,

NU 0,

.V86 0,

33 Sm
26
13
27
28
10
17
33
28

ii
ii
ii
ii
n
ii
ii
ii

26,1°

25,5

25,7

25,6

26,1

26,1

26,0

26,2

26,2

1873, August 21

ii ii

3° 8' 14° 49'
2 49 17 13

S 72° 9 Sm
A r 38 W,23

25,6°
25,8

Die während der neuntägigen Fahrt im Guineastrom er-
fahrene Strom Versetzung ergibt als mittlere Richtung
(mechanisches Mittel) fast genau Ost (N 86 0 O) und als
mittlere Stärke (arithmetisches Mittel) 24 Seemeilen.
Noch weiter östlich wird die Stromgeschwindigkeit

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404

Die atlantischen Strömungen.

noch größer. Deutsche Segelschiffe haben namentlich
auf der Höhe von Kap Palmas (4,5 0 N. Br.) nicht ganz
selten Versetzungen von 48, in Einzelfallen noch mehr
(bis zu 85) Seemeilen im Etmal notiert (Ann. d. Hvdr.
1877, 532; 1878, 56, 63, 65, 111, 255, 565; 1879/80,
239, 298, 350; 1883, 555 u. s. w.). Diese Beschleunigung
des Stroms erklärt sich durch Einengung des nordwärts
vom Aequatorialstrom verfügbaren Raumes bis auf 150
bis 200 Seemeilen durch das Vortreten der afrikanischen
Küste nach Süden hin. Dadurch wird der Strom von
Westen her gleichsam wie in einen Trichter hinein-
getrieben und die Stromstärke muß in demselben Ver-
hältnisse zunehmen wie die Strombreite abnimmt. — Auch
in dem Gebiete östlich vom Kap Palmas ist der Oststrora
vorhanden (sein Südrand liegt daselbst in etwa 1 N. Br.),
wenn er sich auch erheblich abschwächt und östlich vom
Greenwich-Meridian sogar nicht selten ganz vermißt wird.
Oestlich von ca. 3° O. Lg. reicht er südlich über den
Aequator. Bei Fernando Po sind nach Strachan starke
Wirbelbildungen, in den flach einschneidenden Buchten
der Zahn- und Sklavenküste sind Neerströme nach W
konstatiert (Ann. d. Hydrogr. 1882, S. 263, 316; 1885,
S. 424, 495), welche indes zum Teil auch auf dem Ab-
fluß des Flußwassers aus dem Niger bezw. den anderen
mehr oder weniger wasserreichen Flüssen von Ober-
guinea beruhen dürften. Nach Buchanan nämlich nimmt
der Salzgehalt des Seewassers stetig bei Annäherung auf
die Küste hin ab, und zwar ist diese Erscheinung im
W der Küste bis nach Monrovia hinauf besonders deut-
lich ausgeprägt. Das leichte Landwasser sollte in der
That durch die Erdrotation nach W abgelenkt werden,
indem es nach der offenen See hin abströmen will. Nach
den Beobachtungen von Dr. PechuiU-Lösche reicht
der letzte Ausläufer dieses klaren, warmen, blauen Tropen-
stroms an der Küste entlang nach Süden sich wendend
regelmäßig bis Kap Matuti (S 1 ^ 0 S. Br.), vielfach bis
zum Kuillu (S 1 ^ 0 S. Br.), ja bisweilen über den Kongo
hinaus, dort scharf an den trüben, kalten, grünen Benguela-
strom angrenzend (Loango-Expedition , Abt. III, 1, 17 ).

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i

Die Guineaströmung.

405

Bei dem Anlauf des Guineastroms auf das afrikani-
sche Festland biegt aber, wie sich das aus der dreieckigen
Gestalt der von diesem Strome beherrschten Stillen-
region von selbst ergibt, ein Ast auch nach Norden um.
Schon Strachan (im Texte zu den Currents and Surface
Temperatures of the Northatlantic) hat diesen Umstand
hervorgehoben, der Verfasser hat mehrfach darauf auf-
merksam gemacht (Aequator. Meeresstr. 24; Ztschr. f.
wiss. Geogr. IV, 1883), doch halten noch immer neuere
Hydrographen und Kartenzeichner an der seit Kirchers
Stromkarte aufgenommenen Südströmung an der Sierra-
Leone-Küste fest (so Hermann Berghaus, die englischen
Stromkarten, die Stromkarte im Atlas der Seewarte,
P. Hoffmann u. a.). Wir fassen darum alle Beweise,
welche für unsere Auffassung des Strom bildes sprechen,
noch einmal im folgenden kurz zusammen.

Schon aus den Strom daten von Strachan läßt sich
für das Quadrat zwischen 7 1 /» 0 und 10° N. Br., 15° bis
17 W. Lg. für die Hälfte aller vorhandenen Beobach-
tungen eine nordöstliche Richtung konstatieren. Diese
Folgerung wird durch die wenig zahlreichen Angaben
der „Neun Zehngradfeld er" nicht gerade gestützt, da in
dem Gebiet nördlich 6° N. Br. und östlich 20° W. Lg.
die südöstlichen Strömungen im Jahresdurchschnitt eher
etwas zahlreicher erscheinen als Strömungen nach dem
Nordostquadranten. Dagegen reden die Temperaturen der
Wasseroberfläche in der Hinsicht deutlicher (s. die Tabelle
auf S. 406). Wir reproduzieren für 6 Monate die Mittel-
temperaturen (in 0 C.) für Streifen von 2 0 Breite und
5° Länge; neben jede Temperaturzahl ist in [ ] die Zahl
der Beobachtungen aus dem betreffenden Streifen auf-
geführt. Ein Vergleich mit einer lediglich graphischen
Reproduktion dieser Daten (Ann. d. Hydr. 1877, Taf. I
bis IV) wird zeigen, daß die zwischenliegenden Monate
sich in den Punkten, worauf es ankommt, gerade so ver-
halten wie die hier dargestellten.

Die Uebersicht zeigt, daß südlich von 10 0 N. Br.
und in den Sommermonaten auch südlich von 18° bis
20° N. Br. das ganze Jahr hindurch die Meeresober-

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406

Die atlantischen Strömungen.

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Die Guineaströmung.

407

fläche erheblich wärmer ist, als nördlich davon. Geht
man die Kolumne zwischen 15° und 20° W. Lg. herunter,
so ist es nicht schwer, mit Ausnahme der Sommermonate,
die ungefähre geographische Breite des größten Tempe-
ratursprunges zu finden. Nach den „Neun Zehngrad-
feldern" liegt dieselbe:

Oktober in ca. 16° N. Br. Januar in ca. 10° N. Br.
November „ „ 15 „ „ Februar „ „ 8 „ „

Dezember „ „ 12 „ „ März „ „ 7 „ „

April in ca. 8° N. Br.
Mai „ „ 10 „ „
Juni „ „ 12 „ „

Für die Monate Juli bis September reichen die briti-
schen Beobachtungen zu einer Bestimmung dieser Nord-
grenze nicht aus, da sie nördlich IG 0 N. Br. sehr spärlich
werden und mit 20 0 N. Br. nach Norden hin überhaupt
abschließen; aber langjährige Temperaturbestimmungen,
welche durch die französischen Postdampfer der „ Mes-
sageries 8 angestellt und kürzlich veröffentlicht worden
sind, zeigen sehr deutlich, daß das warme Wasser in
diesen drei Monaten seine Nordgrenze erst in 18° bis
20° Br. findet. Vgl. Annalen der Hydrographie 1883,
S. 473, z. B. für August und 18° mittlere Länge:

N.-Br.

Temperatur

1

N.-Br.

Temperatur

0

25°

22,2 1

15°

27,4

22 V

21,5

12V

27,1

20°

24,5

10°

27,0

17V

25,6

7 72°

27,4

Gehen wir über den 20. Meridian hinaus westlich,
so verblaßt die erwähnte Grenze zwischen dem warmen
und kalten Wasser mehr und mehr, und westlich von
30° Lg. erfolgt die Zunahme der Temperaturen von
Norden nach Süden hin recht regelmäßig. Die Nord-
grenze des warmen Wassers verschiebt sich also periodisch;
sie liegt zur wärmsten Jahreszeit in der Nähe des 20. Brei-
tengrades, zur kältesten aber bei 7 0 Br.

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408

Die atlantischen Strömungen

Erinnern wir uns nunmehr, was oben über die Ver-
schiebung des Kanarien- oder Nordafrikanischen Stroms
gesagt worden ist (S. 399), so meinen wir deutlich die
Folgerung bewiesen zu haben, daß zwischen den Kap-
verdeschen Inseln und dem afrikanischen Festland bis
Monrovia kein Stidstrom vorhanden sein kann. Denn sonst
würden die Temperaturen südlich der genannten thermo-
metrischen Grenzbreiten nicht so schroff zunehmen können
als es der Fall ist. Daß nördlich von 6° Breite die
Stromrichtung eine nordöstliche ist, kann man aus dem
Umstände entnehmen, daß unter Land im warmen Strom
die Temperaturen höher sind als in See unter gleicher
Breite; wenn im Juli, August und September die Wasser-
wärme südlich von 12° N. Br. unter Land etwas geringer
ist als in See, so ist das eine Folge der um diese Zeit
hier stattfindenden Regenfalle, wie ich an anderem Orte
ausführlicher gezeigt habe (Ztschr. f. wiss. Geogr. 1883,
S. 155). Damals wurde auch schon darauf hingewiesen,
daß der Raum nördlich von 6 0 N. Br. und östlich von
20 0 W. Lg. bis zu den oben genannten thermischen Grenz-
breiten nördlich hinauf zwar von dem warmen Wasser
des Guineastroms beherrscht werde, aber nicht auch von
den nördlichen Stromrichtungen desselben. Die
„mechanische" Grenze dieses warmen Stroms reicht nie-
mals so weit nach Norden wie die ^thermische*. Man wird
nämlich annehmen müssen, daß die benachbarte nord-
afrikanische Strömung, in welche ja das nördlich von
10° Br. auf die Küste bewegte und von dieser reflektierte
Wasser einlenkt, dieses warme Wasser an ihrer Südgrenze
nach Westen hin mit sich fortträgt, also gewissermaßen
von der Guineaströmung einen warmen Saum erhält.
Sehr schön kommt diese Anlagerung des warmen Wassers
in der Reise der „Challenger" -Expedition vom 10. bis
14. August 1873 zum Vorschein, wie obiger Auszug aus
dem Journal derselben zeigt. (S. oben S. 403.) Die
thermische Grenze des Guineastroms haben wir für den
Monat August (für 15 0 bis 20 0 W, Lg.) in ca. 19 0 N. Br.
anzunehmen ; wie diese Reise zeigt, wird die mechanische
Grenze desselben vom Challenger erst in ca. 12 0 N. Br.

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Die GuineaströmuDg

409

(allerdings in 22° W. Lg.) überschritten, obwohl am
10. August die Wasserte raperatur schon ebenso hoch
war, wie am 12. August. — Aehnliche Beobachtungen
sind auch von deutschen Kriegs- und Segelschiffen mehr-
fach gemacht worden (Ann. d. Hydr. 1884, 489).

Dasselbe wie diese Wärmeanordnung beweist eine
Reihe von Flaschentriften, welche Kapitän Dinklage,
Abteilungsvorstand der Seewarte, dem Verfasser kürzlich
mitgeteilt hat in Gestalt einer Karte, aus welcher die
beigegebene Fig. 59 (S. 410) ein Ausschnitt ist. Die Aus-
gangspositionen tragen immer dieselben Nummern wie
die Fundorte, beide sind durch die mutmaßliche Triftlinie
verbunden. (Die Nummern selbst beziehen sich auf die
Flaschenpostzettel im Archiv der Abt. I der See warte.)

Man bemerkt zunächst nördlich von den Kapverden
eine Gruppe von Ausgangsorten Nr. 39, 42, 106, 109),
welche, wenn die Strombilder von Evans, Berghaus u. s. w.
richtig wären, Triften nach Süden und Fundorte an der
Küste von Oberguinea ergeben müßten. Doch liegen
alle Fundorte in Westindien, ebenso wie die einer Gruppe
von Flaschen, die südlich von den Kapverden ausgingen
(43, 44, 45, 47).

Eine zweite Gruppe von Flaschen ist im Guinea-
strom selbst ausgeworfen (54, 58, 59, 60, 61): die Fund-
punkte liegen außer bei einer Trift (60) sämtlich nörd-
licher als die Ausgangspositionen.

Eine dritte Gruppe von Flaschenposten begann im Be-
reiche des südlichen Aequatorialstroms westlich von 22 0
W. Lg. und im benachbarten Teil des Guineastroms (55, 56,
57, 111), diese wie die weiter östlich ausgesetzten Posten
(62, 109) folgten jedenfalls zunächst einer Westrichtung und
bogen dann erst nordwärts in die Ostströmung ein. Auch
von diesen sind einige nach Nordost fortgetragen (57, 55).

Alle diese Bahnen finden ihre einfachste Erklärung
durch eine Anordnung der Strömungen, wie sie oben von
uns dargelegt und auf der Uebersichtskarte zu ersehen ist.

Auch das Experiment (s. Fig. 52, S. 358) bestätigt
unsere Auffassung und zeigt, daß die Guineaströmung
nichts ist, als eine Kompensationsströmung im windstillen

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410

■

Die atlantischen StrörauDgen.

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Die Guineaströmung.

411

Kaum zwischen den beiden primären parallelen Trifb-
strömen. Indem die beiden Aequatorialströraungen große
Wassermengen von der afrikanischen Küste hinweg west-
wärts entführen, wird der Ersatz von allen Seiten aspiriert:
er wird also nicht nur durch die nordafrikanische und
Benguelaströmung aus höheren Breiten zugeführt, sondern
auch aus dem ganzen Küstengebiet zwischen 10° N. Br.
und dem Aequator. Das erzeugt Nordost- und Nord-
strömungen zwischen Monrovia und dem Grünen Vor-
gebirge, Südströmungen zwischen der Sklavenküste und
dem östlichsten Ende des südlichen Aequatorialstroms.
Da die Kontinuitätsgleichung allein also ausreicht, die
Guineaströmung in den Bereich des Notwendigen zurück-
zuführen, so sind andere Ursachen, welche in gleichem
Sinne wirken, nur von accessorischer Bedeutung. Solche
sind erstlich die Südwestwinde, welche doch nur im
Sommer in dem östlichen Teil des Interpassatraums auf-
treten, und zweitens die in allen Monaten geringere
Dichtigkeit des Seewassers an der Oberfläche des Guinea-
stroms. Diese reicht nach Buchanan aber nicht tiefer
als 200 m hinab, kann also erhebliche Druckunterschiede
nicht erzeugen. Nach Toynbee (im Text zu den „Neun
Zehngradfeldern") ist für 15,50° C. das mittlere spezifische
Gewicht (in Tausendsteln plus 1 ausgedrückt):

im nördlichen Aequatorialstrom 27,0,

im Guineastrom 26,6,

im südlichen Aequatorialstrom 27,1.

Aus der vollständigen Zusammenstellung der Aräometer-
ablesungen der Challenger-Expedition von Buchanan er-
gibt sich als absolutes, nicht auf die Temperatur korri-
giertes, spezifisches Gewicht (wiederum in Tausendstein):

an der Obfl. in 50 Fad. Tiefe Mittel a. beiden
imnördl.Aequatorialstr. 24,62 26,52 25,57
im Guineastrom . . . 22,72 26,03 24.37
im südl. Aequatorialstr. 24,50 25,88 25,19

Daraus ergibt sich unter der Annahme, daß die Dichtig-
keiten in der obersten Wasserschicht von 200 m Tiefe
dieselben sind, wie sie in obigem Mittelwert zwischen der

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412

Die atlantischen Strömungen

Oberfläche und 50 Faden sich herausstellt, ein Gradient
vom Guineastrom

nordwärts = 200(1,02557 — 1.02437) = 0.24 m,
südwärts = 200 (1,02519 — 1,02437) = 0,16 in .

welche Gradienten an sich nicht stark genug sein dürften,
die Guineaströmung allein oder auch nur im wesentlichen
zu erzeugen, wie man wohl bisweilen angenommen hat
(vgl. auch Ann. d. Hydr. 1875, 69).

Mit Benutzung der Idee, daß die Guineaströmung
ihrem Wesen nach nichts sei, als eine Kompensations-
strömung, läßt sich auch versuchen, einige merkwürdige
Temperaturverhältnisse zu erklären, die in ihrem Bereiche
vorkommen (vgl. Zeitschr. f. wiss. Geogr. 1887, S. 38 f.
und Karten 2 und 3).

Auf dem Atlas der Oberflächentemperaturen, welche
das britische Meteorologische Amt 1884 herausgegeben
hat, zeigen sich für den Monat August an zwei Stellen
des Atlantischen Ozeans isolirt auffallend niedrige Tem-
peraturen: an der Küste von Oberguinea und mitten im
südlichen Aequatorialstrom. In letzterem hat das Zwei-
gradfeld 0 0 bis 2 0 S. Br., 18 0 bis 20 0 W. Lg. die Ober-
flächentemperatur von nur 21,7 °, gegen 22,8° im Östlichen
(luvwärts gelegenen!), 23,9° im westlichen, 25,6° im nörd-
lichen, 23,3° im südlichen Nachbarfelde. Jenes Zwei-
gradfeld mit 21,7° ist also inselartig in wärmeres Wasser
eingelagert, repräsentiert darum sozusagen die mittlere
Position einer der „ Kaltwasserinseln wie solche auch
sonst gelegentlich an anderen Stellen dieser Aequatorial-
strömung wohl vorkommen. Gleichzeitig hiermit treten
nämlich auch weiter östlich (allerdings nicht durch Mittel-
werte garantiert, sondern nur in Gestalt einzelner Beob-
achtungen) zu beiden Seiten des Aequators zwischen 10°
und 7 0 W. Lg. andere Kaltwasserflecken auf, welche 20,0 0
und 21,1° ergeben, während auch hier im Umkreise viel
höhere Temperaturen , luvwärts im Osten sogar 24 n bis
25°, in den Karten aufgeführt sind.

Was nun das kalte Küstenwasser entlang der Gold-
und Sklavenküste betrifft, so hat bereits P. Ho ff mann
die Aufmerksamkeit darauf hingelenkt, indem er sich auf

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Die Guineaströmung.

die Beobachtungen des englischen Kapitäns Bourke bezog.
„Kaltes Wasser," berichtet dieser, „erscheint vorübergehend
zu allen Jahreszeiten an der Küste von Guinea, aber wäh-
rend der Monate Juli, August und September ist die
Temperatur des Meeres bei Kap Coast-Castle häufig tage-
lang 19 0 bis 20 °. Wenn man die Küste verläßt und in
tiefes Wasser gelangt, steigt die Temperatur auf 25,5°
bis 26,5 °, der normalen Temperatur des Guineastroms in
dieser Jahreszeit. tt Die englische Temperaturkarte ergibt
nun in der That an der Küste zwischen 7 0 und 4 0 W. Lg.,
also östlich vom Kap der drei Spitzen, und dann wieder
an der ganzen Sklavenktiste bis 2 0 0. Lg. (etwa vom
deutschen Lome bis Lagos) Temperaturen zwischen 20°
und 22 °, und erst in ziemlichem Abstände von der Küste
werden 24° und mehr angetroffen. Nebelbildungen be-
gleiten auch hier dieses kalte Wasser, weiches so niedrige
Temperaturen besitzt, daß gleichzeitig entlang der ganzen
Küste Nordafrikas bis zur Straße von Gibraltar wärmeres
Wasser sich findet. Es ist nötig, diese Thatsache zu
betonen, ebenso auch, daß in den Monaten Februar, Mai
und November (welche allein in dem englischen Tem-
peratur-Atlas dargestellt sind) an der Zahn- und Sklaven-
küste durchaus ganz so warmes Wasser sich findet, wie
weiter in See im Guineastrom und wie entlang der Küste
nach Westen hin bis über Sierra Leone hinauf. Man
kann also in dem Auftreten so kalten Küstenwassers keine
Einwirkung etwa des nordafrikanischen Stroms erkennen,
sondern nur eine Auftrieberscheinung.

Die Erklärung für dieselbe ist vielleicht in der gleich-
zeitigen Verstärkung des südlichen Aequatorialstromes
gegeben: indem dieser in den Monaten Juli- August eine
größere Menge Wasser nach Westen entführt, muß auch
der Ersatz ein größerer werden. Da aber in jenen Mo-
naten die Nordkante dieses Stromes auch ihre nördlichste
Lage hat, wird der um Kap Palraas ostwärts dirigierte
Kompensationsstrom nicht allen Bedarf zu decken im-
stande sein, darum wird alsdann Wasser aus der Tiefe
aspiriert. Ein dieser Auffassung nicht ungünstiges In-
dicium ist in der allgemeinen Abkühlung der Oberfläche

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414 Die atlantischen Strömungen.

des Guineastroms im August in den Längen östlich von
Greenwich bis zu den Guineainseln hin enthalten. Obwohl
derselbe Strom von Monrovia ab bis nach Fernando Po
hin ostwärts geht, so sind doch vom Kap Palmas an die
Oberflächentemperaturen um 2° bis 3° niedriger (unter j

26 0 bis 24 0 C.) als auf der Höhe von Monrovia (26 0 bis

27 °), und erst bei den Inseln Fernando Po und Principe
kommt wieder höher (über 26 °) temperiertes Wasser vor.
Es hat den Anschein, als wenn auf der ganzen Strecke
des Guineastroms zwischen 0 0 und 10 0 0. Lg. eine nicht
unwirksame aufsteigende Bewegung des Unterwassers auch
die Oberflächentemperaturen erniedrigt.

In irgend einer Verbindung mit diesen Vorgängen steht
dann auch das Auftreten einer kühlen Jahreszeit auf den Inseln
Principe und St. Thome in den Monaten Juli bis September, von
welcher Greef (Peterra. Mitteil. 1884, 181) und schon 60 Jahre
vorher Oberst Sabine als einer auffallenden Erscheinung auf
diesen Inseln berichteten. Doch war letzterer wohl nicht ganz
im Recht, wenn er den Aequatorialstrom in diesen Monaten so
weit nördlich hinaufreichen läßt; es ist eben alsdann die aucb
sonst hier herrschende Gnineaströmung an sich in ihrem Wärme-
vorrat verkürzt. Dagegen ist die allezeit kühle Insel Annobom
wohl stets im Bereich des Aequatorialstroms belegen, wie aus
den Temperaturkarten klar hervorgeht.

Auf ebensolche Auftrieberscheinung will ich auch die
„Kalt wasserin sein" entlang dem Aequator westlich vom
Greenwich -Meridian zurückführen. Die oben näher loka-
lisierte Stelle niedrigster Wassertemperatur am Aequator
bei 18° bis 20° W. Lg. trifft nämlich genau zusammen
mit dem Gebiete, welches gleichzeitig von dem nördlichen
Stromstrich der Aequatorialströmung stark nach KW, vom
Guineastrom aber nach 0 gezogen wird. Auch hier liegt
der Gedanke nahe, an das Aufsteigen von Wasser aus
der Tiefe unter Einwirkung dieser divergenten Kräfte zu
zu denken (vgl. oben Fig. 55, S. 361). Ueberhaupt aber
wäre ein Versuch nicht aussichtslos, die schon von Hum-
boldt und Lentz vor einem halben Jahrhundert erkannte
schnellere Abnahme der Temperaturen mit der Tiefe nahe
dem Aequator (s. oben S. 285) auf solche Aspiration zu-
rückzuführen: divergieren ja doch auch die den beiden

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Strömungen im Golf von Mexiko.

„ Stromstrichen tt angehörigen Teile des westlichen Aequa-
torialstroms nach NW und S.

Alles das läßt sich bei dem gegenwärtigen Stand-
punkte unserer Kenntnisse zunächst nur andeuten, und
muß erst weiterer Prüfung unterzogen werden. Alsdann
wird es auch möglich sein, die des öfteren in diesem Teil
des Atlantischen Ozeans angestellten Versuche, den Meeres-
strom in einiger Tiefe unter der Oberfläche festzustellen,
kritisch zu würdigen. Einer der letzten Versuche ist von
Buchanan auf der Fahrt zwischen Ascensiou und Sierra
Leone gerade unter dem Aequator ausgeführt: er fand
daselbst an der Oberfläche nur eine schwache westliche
Versetzung, in der Tiefe von nur 30 Faden oder 55 m
aber eine starke Strömung nach SO, welche zu mehr als
eine Seemeile stündlich gemessen werden konnte, nachdem
das Schiff (Buccaneer) mit der Dredgeleine in 3300 m
Tiefe sich verankert hatte. Da dieses Experiment im
Marz erfolgte, also zu einer Jahreszeit, wo die Nordkante
der Aequatorialströmung ihre südlichste Lage zu haben
pflegt, so wäre hier am ehesten daran zu denken, daß es
eben die in der Tiefe in den Weststrom zurticklenkende
Guineaströmung war, welche man hier antraf (Proceed.
B. G. Soc. 1886, 761).

10. Wir haben die Stromvorgänge im amerikanischen
Mittelmeer verfolgt bis zu der Straße von Yucatan, wo-
selbst die Karibenströmung sich mit großer Kraft geltend
macht. Das weitere Verhalten dieser so in den Golf von
Mexiko eingetretenen Bewegung bietet dem Verständnis
manche Schwierigkeiten.

Findlay, die englischen Stromkarten, Heinrich und
Hermann Berghaus stimmen darin überein, daß unmittelbar
nach dem ' Passieren der Yucatanstraße der Strom sich
teilt: einen Ast nach Osten entlang der Nordküste von
Kuba entsendend, einen zweiten nach Westen, der sich
auf den älteren Darstellungen (Heinrich Berghaus, Find-
lay) dort fächerförmig auf löst ohne eine deutliche Fort-
setzung zu finden , auf den neueren (Evans , Pilot ckarts,
Herrn. Berghaus) aber den ganzen Golf umkreist im Sinne
des Uhrzeigers. Alle diese Kartographen führen dann

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416

Die atlantischen Strömungen.

weiterhin von der Gegend bei der Mississippimündung be-
ginnend einen teils unabhängigen, teils mit dem vorher
genannten kreisenden Strom verknüpften südöstlichen Zu- I
fluß in die Straße zwischen Kuba und den Floridariffen ,
hinein, wo er sich mit dem entlang der Nordküste Kubas
bewegenden Oststrom vereinigt. Das gibt dann die „Wurzel*
des Floridastroms.

Nach dem Experiment und der Theorie müßte eben-
falls ein Kreislauf im Golfe sich ausbilden, aber gerade in
der umgekehrten Richtung, als wie die Karten angeben:
der Kuba umfließende Hauptast des Stroms müßte zum
Teil nach Norden weiter strömen und alsdann westlich
umbiegend den Golf in einem Sinne gegen den Zeiger
der Uhr umkreisen. Das lehrt auch das Experiment (siehe
oben Fig. 51, S. 358 bei a). Nach neueren Untersuchungen
der Amerikaner jedoch ist überhaupt kein ausgeprägter
Strom in dem Golf vorhanden außer in seinem östlichsten
Teil gegen Kuba hin; im übrigen folgt der Strom ledig-
lich dem Winde. Strachan (Currents and Sur face Tem-
peratures of the Northatlantic) kennt neben den, der
geläufigen Auffassung gemäß rechtsherum kreisenden
Strömungen doch auch nicht ganz wenige westliche Ver-
setzungen in der Nordhälfte des Golfes, was also den
Erwartungen, zu denen das Experiment berechtigt, nicht
ungünstig sein würde. Aus der mittleren Luftdruck-
verteilung würden ebenfalls entlang der mexikanischen
Küste nördliche Winde, also südlicher Strom folgen, doch
ist hier vielleicht geratener, auf den Monsuncharakter der
Luftbewegungen zu achten. Danach sind in der West-
hälfte des Golfs die Winde:

im Winter aus einer Richtung zwischen N und NO,
im Sommer „ „ „ „ ONO und 080

zu erwarten. Unseres Erachtens ist das Strombild des
Golfs von Mexiko noch einer sorgfältigeren Diskussion auf
Grund des vorhandenen Materials im höchsten Maße be-
dürftig.

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Der Floridastrom.

417

2. Die atlantischen Strömungen nördlich von 30 0 N. Br.

11. Der Florida ström. Es war zwanzig Jahre
nach der Entdeckung der Neuen Welt, daß der spanische
Gouverneur von Puerto Rico, Juan Ponce de Leon, durch
Diego Colon aus seinem Amte verdrängt, mit einem kleinen
Geschwader von drei Schiffen auszog, um in den damals
noch immer unerforschten Gebieten im Westen der Bahama-
inseln den märchenhaften Jungbrunnen zu suchen, wel-
chen die Eingeborenen dieser Inseln in ein Land nach
jener Richtung hin verlegten. Bei dieser Fahrt, welche
zur Entdeckung der Halbinsel Florida am Ostersonn-
tag (Pascua Florida) des Jahres 1513 führte, durch-
schnitt das Geschwader, dessen nautischer Leiter der
Pilote Francisco de Alaminos war, mehrfach die starke,
nach Norden hin aus dem engen Kanal zwischen dem
Festland und den Bahamainseln herausbrechende Strömung.
Am deutlichsten wurden sie derselben gewahr, als sie
entlang der Ostküste von Florida südwärts segelten. „Als
wir dabei etwas mehr von der Küste abkamen," hei tat es
im Tagebuch der Reise, „gewahrten alle drei Schiffe am
folgenden Tage (22. April) eine Strömung, gegen welche
sie nicht an konnten, obwohl sie den Wind mit sich
hatten. Es hatte zwar den Anschein, als ob sie gut vor-
wärts kämen. Aber sie erkannten bald, daß sie zurück-
getrieben würden und daß der Strom mehr Gewalt habe
als der Wind. Zwei von den Schiffen, welche etwas
näher bei der Küste waren, konnten vor Anker gehen,
aber die Strömungen waren so gewaltig, daß sie das
Kabeltau mit vibrierender Bewegung erzittern und schwingen
ließen. Das dritte Schiff, eine Brigantine, welches ein
wenig mehr in die See hinausgesegelt war, konnte keinen
Ankergrund finden , wurde vom Strom überwältigt und
wir verloren es aus dem Angesichte, obwohl es ein ruhiger
und heller Tag war/ Als derselbe Alaminos mit Cortez
das Goldland Mexiko entdeckt hatte, wurde er nach Ver-
brennung der übrigen Schiffe mit dem schnellsten Fahr-
zeug des Geschwaders entsandt, um die Botschaft von

Krümmel. Ozeanographie IT 27

L

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418

Die atlantischen Strömungen.

dieser Entdeckung in die Heimat zu tragen. In der Ab-
sicht, den neidischen Gouverneuren der Antillen zu ent-
gehen, nahm Alaminos seinen Weg auf dem damals noch
unversuchten Wege nördlich von Kuba vorbei durch den
starken Strom der Floridastraße und konnte, von diesem
schnell nordwärts davongetragen, nach kurzer Fahrt die
Acoren und Spanien erreichen, dort die Nachricht von
der glänzenden Entdeckung des goldreichen Festlandes
verkündend. So ist dieser Meeresstrom seit den ersten
Tagen seiner Entdeckung allezeit von dem mächtigsten
Einfluß auf die Schiffahrt in seinem Bereiche geblieben.

Jahrhunderte hindurch hieß der Strom nach der be-
nachbarten Halbinsel der Floridastrom; erst Benjamin
Franklin hat seit dem Jahre 1772 die Abkunft desselben
aus dem Golf von Mexiko und seine Ausdehnung bis weit
nach Nordosten hin nachgewiesen und demgemäß für den
Namen „ Golfstrom u Propaganda gemacht, womit er
solchen Erfolg hatte, daß heute alle Seeleute der Welt
diesen Strom nur unter solchem Namen kennen (auch
wohl ganz abgekürzt bloß „der Golf" genannt). Aus
Gründen, die weiter unten klarer hervortreten werden,
bedienen wir uns aber für die aus den Engen der Florida-
straße nördlich hervorbrechende Meeresströmung in diesem
Buche ausschließlich des alten Namens „Floridastrom*.

Die Untersuchungen der amerikanischen Seeoffiziere
seit der Mitte dieses Jahrhunderts haben uns die Eigen-
schaften dieser einzig in ihrer Art unter allen Meeres-
strömen dastehenden Erscheinung kennen gelehrt; über
die älteren Forschungen hat im allgemeinen Maury,
mehr ins Einzelne gehend Kohl, über die neueren, viel-
fach in wesentlichen Punkten abweichenden Ergebnisse
hat Bartlett berichtet. Mit Zuhilfenahme auch anderer
Nachrichten ergibt sich etwa folgendes Bild dieses Stroms.

In den Engpässen der Floridastraße, besonders der
engsten Stelle westlich von den kleinen Biminiriffen der
Bahamagruppe, besitzt der Strom eine Geschwindigkeit,
die sonst nirgends ihresgleichen findet: im jährlichen
Mittel ist sie nach Bartlett und Sigsbee zu 72 Seemeilen,
in vielen Fällen, besonders in der kältesten und wärm-

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Der Floridastrora.

419

sten Jahreszeit, besonders aber in der letzteren, über 100
bis 120 Seemeilen im Etmal gemessen worden. Das sind
auf die Zeiteinheit der Sekunde übertragen 1,5 bis 2,5 m,
also Geschwindigkeiten, die der Rhein in seinem Unter-
laufe bei Hochwasser kaum erreicht 1 ). Doch kommen
auch Fälle vor, wo der Floridastrom den Schiffen, die
ihn für ihre Fahrt nach N benutzen wollen, nur eine
sehr geringe Förderung gewährt; daß er an jener Stelle
aber jemals ganz gefehlt habe, ist indes nicht gehörig
verbürgt. Weiter nordwärts ist diese Stromstärke ungefähr
die gleiche bis auf die Höhe von Charleston (32 0 N. Br.).

In den Engpässen hat der Strom eine Breite von
etwa 30 Seemeilen, auf der Höhe des Kap Canaveral
(28 l /f°N. Br.) etwa das Doppelte, bei Charleston aber
schon 120 bis 150 Seemeilen. Diese Ausbreitung des
Stromes greift nun weiter nach N stetig mehr Platz und
zwar erfolgt sie immer an der östlichen Flanke, während
die Westkante des blauen, klaren und warmen Stroms
im allgemeinen dem Abfall der Küstenbank, wie er durch
die 200 m-Linie dargestellt ist, getreu bleibt. An der
Westseite ist die Stromstärke ganz nahe der Kante meist
noch eine so große und die Grenze gegen das grüne und
kalte Nachbarwasser eine so scharfe, daß sie vom Deck
weithin deutlich im Wasser zu erkennen ist und ein Schiff
im Moment, wo es die Grenze tiberschreitet, nicht selten
aus dem Kurs geworfen wird.

Mit der fortschreitenden Verbreitung geht eine Ab-
nahme der Stromstärke Hand in Hand. Schon auf der
ältesten Spezialkarte dieses Stroms, welche von Franklin

*) Nach einer Zusammenstellung bei Frantzius und Sonne,
der Wasserbau, S. 226, beträgt die Geschwindigkeit beim mittleren
Wasserstande des Rheins am Bingerloch 3,42 m, zu Werthausen
0,63, zu Mannheim 1,50 m; bei hohem Mittelwasserstande zu
Koblenz 1,88 m. — Ebenso wird angegeben als Geschwindigkeit
der Weichsel bei höherem Wasserstande 1,20 bis 1,90; des
Neckars oberhalb Mannheim im Mittel 0,90, bei Hochwasser über
3 m ; der Donau zu Wien bei Hochwasser 1,94; des Mississippi
bei höchstem Wasserstande auf der Strecke vom Ohio zum
Arkansas 1,91, vom Bayou La Fourche bis zur Gabelteilung
1,76 m etc.

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420

Die atlantischen Strömungen.

und Kapitän Folger gezeichnet wurde, ist dies zu erkennen.
Südlich von der Küstenbank, die auf der Höhe von New-
York weit nach Osten vortritt und auch die Stromrich-
tung in eine östliche umwendet, wird eine mittlere Ge-
schwindigkeit von 72 Seemeilen nicht mehr so häufig
gefunden und sogar auf mehr als 48 Seemeilen ist nicht
regelmäßig zu rechnen. Doch geht auch noch östlicher
der Strom nicht gerade oft unter 30 Seemeilen herab.

Man kann die Grenzen des Stroms indes nur bis
etwa 45 0 W. Lg. noch einigermaßen erkennen, schon vor-
her beginnt seine Auflösung in Streifen stärkeren und
schwächeren Stroms, höherer und etwas niedrigerer Tem-
peratur. Ueber die Natur dieser Streifen und des «Kalten
Walls" an der linken Seite des Stroms, wie überhaupt
die Temperaturverhältnisse desselben, ist bereits an anderer
Stelle Ausführlicheres gegeben (Bd. I, 268 bis 276). Aus-
drücklich muß indes betont werden, daß weder die Be-
funde der „Challenger"-, noch die der „Blake "-Expedition
irgendwie die ältere Auffassung bestätigt haben, welche
in diesen „kalten Bändern u die Einwirkung eines arkti-
schen Gegenstroms, oder in ihnen überhaupt Gegenströmun-
gen anderer Art erblickte (vgl. die Strömungskarte in
dem von Attlmayr herausgegebenen Handbuch der
Ozeanographie etc. I, Taf. B und Hoff mann, Meeres-
strömungen S. 54). Diese kalten Bänder haben stets
eine an sich noch hohe Temperatur, nur ist sie etwa
2 0 bis 3 0 niedriger als die der warmen Stromstreifen
(Ztschr. f. wiss. Geogr. 1883, S. 161 und Thomson,
the Atlantic I, 364, pl. XII).

Deutsche Kriegsschiffe, welche den östlichsten Teil
des Floridastroms zwischen Halifax und den Bermuden
sehr häufig kreuzten, haben äußerst wechselnde Verhält-
nisse vorgefunden (Ann. d. Hydr. 1875, 350; 1877,
449; 1878, 454; 1880, 488; 1881,394; 1884,322, 540;
1886, 415 u. s. w.). In einigen Fällen war die Grenze
des Stroms gegen das kältere Wasser an der linken (lner
nördlichen) Flanke sehr scharf ausgeprägt, in anderen
weder durch Stromversetzung noch erhebliche Tempe-
ratursprünge markiert. Im Bereiche des eigentlichen

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Der Floridastrom. 421

Floridastroms waren die Stromversetzungen in hohem
Maße von den herrschenden Winden beein flu lät ; auf starke
Winde aus NO folgten sogar Versetzungen nach SW.
Diese gelegentlichen Störungen werden je weiter nach
Osten desto häufiger, und beweisen, daß die Kraft des
starken Stroms östlich von 60° Lg. mehr und mehr ge-
brochen wird. Sogar näher seinem Ursprünge zu, auf
der Höhe des Kap Lookout 34 v t 0 N. Br. konstatierte
Bartlett solche Einwirkungen des Windes. Das Schiff
„ Blake* befand sich inmitten starken Nordstroms, als ein
steifer Sturm aus NW einsetzte: der Strom wurde hier-
durch fast direkt nach 0 umgelenkt und während der
Dauer von 12 V« Stunden setzte er stündlich 4,9 See-
meilen nach OzN, während das Schiff mit Volldampf und
Vorsegel den Kurs W einhielt (Ann. d. Hydr. 1882, 655).
Maury berichtet gleichfalls schon von solchen Störungen,
die bisweilen nach lang anhaltenden Südoststürmen das
warme Wasser bis vor den Hafen von New-York hinüber-
treten lassen. In einem Gebiet so gewaltsamer Luftbe-
wegungen, wie sie in diesem Teile des Floridastroms die
Regel sind, kann im Grunde genommen eine so große
Unregelmäßigkeit aller Stromvorgänge nur natürlich be-
funden werden. Auch hier sind die Durchschnittswerte
für die Oberflächentemperaturen der sicherste Führer, um
aus dem Wechsel der Einzelfälle ein Bild vom mittleren
Zustande zu konstruieren. Die Temperaturkarten von Peter-
mann (Mitt. 1870, Taf. 12 und 13) sogut wie die des
neueren englischen Atlas der Wassertemperaturen zeigen
denn auch in der That, daß der eigentliche Floridastrom
niemals über 45 0 W. Lg. nach Osten vordringt.

Die Natur dieser ganzen Vorgänge ist seit Franklins
Zeiten oft genug Gegenstand ernsten Nachdenkens ge-
wesen, ohne daß eine durchschlagende Erklärung der-
selben bislang gegeben worden wäre. Indes hat die
Meinung Franklins immer und zwar mit Recht am meisten
Vertreter gefunden, wonach in dem Druck der Passattrift
in das Westindische Binnenmeer hinein diejenige primäre
Kraft zu sehen ist, welche den Ausbruch der Gewässer
aus dem Golfe von Mexiko durch die Floridastraße zur

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422

Die atlantischen Strömungen.

Folge hat. Diese Meinung findet eine unseres Erachtens
durchschlagende Unterstützung in dem oben S. 358, Fig. 51
dargestellten Experiment. Die aus dem großen Becken
in das kleinere südwestliche hineintriftenden Wassermassen
zeigen rechts von a (die Yucatanstraße markierend) und
namentlich bei b (die Engen von Bimini darstellend) eine
solche Stromstärke, daß nicht nur an der Möglichkeit
sondern auch der Notwendigkeit einer solchen Entstehung
des Floridastroms kein Zweifel mehr bestehen dürfte. Das
ganze Karibische Meer westlich von der Insel Hayti ist
eben in stetiger Strombewegung nach Westen hin be-
griffen und der weitaus größte Teil dieses Stroms muß
durch die Yucatanstraße in den Golf von Mexiko hinein-
treten: da dieser Golf nur noch eine zweite Oeffnung in
Gestalt der Floridastraße besitzt, so wird hier der Strom
seinen „Ausfall* machen.

In dieser Hinsicht also ist der Floridastrom eine
Wasserbewegung, die ihr Motiv ganz im Rücken hat,
und es wäre sonach anzunehmen, daß derselbe nunmehr
der Trägheitskurve folgte. Allein, wie tiberall im Meer,
so tritt der Strom, ehe er recht „frei" geworden, schon
in den neuen Zwang einer vor ihm notwendigen Kompen-
sation. Wir sahen wie nördlich von den Bermudasinseln
der Luftdruckgradient eine Luft- und Wasserbewegung
nach OzN zur Folge hat, welche weiter im Osten überall
herrscht und alsdann nördlich von 45 0 Br. eine nordöst-
liche Trift erzeugt. In 50° N. Br., 30. 0 W. Lg. ergibt
nämlich die Isobarenkarte genau einen Gradienten nach
X 18 0 W und eine Trift nach N55° 0 oder NOzO. Die
Windstärke dieses ganzen nordatlantischen Gebiets sinkt
im Jahresmittel kaum unter 6 m herab und beträgt im
Winter durchschnittlich 10 und mehr Meter pro Sekunde.
Das in der Meeresregion zwischen Neufundland und den
Bermudas, im Rücken dieser kräftigen Trift, zum Ersatz
erforderliche Wasser liefert zum großen Teil die Antillen-
strömung und sobald der Floridastrom die „Engen* passiert
hat, gelangt er nicht minder in den Bereich dieser Aspi-
ration. Aus der Wärmeschichtung des Wassers läßt sich
abnehmen, daß der Floridastrom Über die Antülenströmung

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Der Floridastrom. 423

sich hinüberlagert, nur eben mit zwei- bis dreifach größerer
Stärke, aber in gleicher Richtung wie diese dahinströmend.
Nördlich von 30 0 N. Br. kommen nun auch gleichgerich-
tete Windimpulse dazu — alles das wird zusammenwirken,
den Floridastrom vom ausschließlichen Befolgen der Träg-
heitskurve abzuhalten. Allein die Erdrotation wird immer-
hin die schnell strömenden, zur Kompensation nach Norden
enteilenden Gewässer nach Osten ablenken und dieser
Umstand wird es erklären, weshalb die Ostflanke des
Stroms sich mechanisch nirgends sehr scharf ausprägt;
thermisch kann sie sich von der doch gleichfalls tropisch
warmen Antillenströmung ohnehin nicht in gleicher Weise
abheben, wie an der Westflanke entlang der ostameri-
kanischen Küstenbank von der um 10° bis 15° kälteren
Labradorströmung.

Die Auflösung des Floridastroms in mehrere Stromstrahlen
östlich von 60° Lg. ist wohl auf verschiedene Ursachen zurück-
zuführen. Zunächst wird die aus der Floridastraße mitgebrachte,
in konzentriertem Strahl enthaltene lebendige Kraft hei der Ver-
breiterung des Stroms von 30 Seemeilen auf 150 und 200 See-
meilen entlang einer Strecke von 400 bis 500 Seemeilen und dem
damit verbundenen Flacherwerden der gleichzeitig bewegten
Wassermenge infolge der Reibung an dem Nachbarwasser sich
mehr und mehr aufzehren. Die Reibung äußert sich hier wie
immer in dem Widerstand des schwächer bewegten gegen das
stärker bewegte Wasser und in der Mitteilung der Bewegung» -
impulse vom Oberstrom an die Unterschichten. Dadurch könnte
indeß wohl nur das allmähliche Flacherwerden des Stroms erklärt
sein. Die Zersplitterung wird begünstigt durch ganz lokale
Störungen, welche diese flache Warmwasserschicht durch starke
Winde aus wechselnder Richtung erfährt, und durch das Ein-
greifen der Rotationskraft, welche solche stärker bewegte Strom-
striche mehr und mehr rechts abdrängt und von der Umgebung
isoliert. Zur vollen Erkenntnis dieser Prozesse wäre eine syn-
optische Darstellung des ganzen Floridastroras für eine zusammen-
hängende Reihe von Tagen sehr erwünscht. Es würde sich da-
nach ersehen lassen, ob diese mehrfachen Stromstriche nicht
schon in der „Wurzel" oder im „Ausfall" des Stroms vorhanden
sind, wofür gewisse Beobachtungen Bartletts zu sprechen
scheinen.

Wie jeder aus einem ähnlichen Kanal in offenes
Wasser heraustretende Strom aspiriert auch der Florida-
strom nachbarliches Wasser von außen zur KanalmünduDg,

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424

Die atlantischen Strömungen.

ja seine eigenen Stromfaden kurven eine kurze Strecke
von dem „Ausfall" entfernt schon wieder rückwärts ab.
Doch ist diese Erscheinung nach BarÜetts Untersuchungen
wiederum hauptsächlich ausgeprägt an der östlichem
Flanke des Stroms und nicht über 200 Seemeilen von
den Bahamaritfen in die offene See hinaus. An der linken,
festländischen Seite des Stromes ist eine ergiebige Kom-
pensation in Gestalt des später zu beschreibenden Kalt-
wasserstroms am Rande der Küstenbank und auf dieser
selbst nach S hin thätig. — Es scheint mir unnötig, in
dem erwähnten Abkurven der Stromfäden an der rechten
Flanke lediglich Aeuteerungen der Rotationskraft zu er-
blicken ; jener Aspirationsvorgang ist jedenfalls das Maß-
gebende. Wenn in der Gegend nordöstlich von den
Bermudas gelegentlich sehr starke Strömungen nach
Südwest vorkommen, so sind diese ebenfalls nicht auf
Rotationswirkung zurückzuführen, sondern wohl einfacher
auf Windwirkung. Dagegen sind vielleicht in der An-
ordnung der Isothermflächeu, die im ganzen Floridastrom
noch Osten hin abfallen, Folge Wirkungen der Rotations-
kraft zu erkennen, obwohl durch die Lagerung des Florida-
stroms über den Antillenstrom und durch die Nachbar-
schaft des kalten, zum Teil auf einem Auftriebphänomen
beruhenden Labradorstroms sich die hauptsächlichsten
Merkmale der Wärmeschichtung in diesem Teile des Nord-
atlantischen Ozeans einfach genug erklären lassen.

Ueber eine Reihe von Strombeobachtungen in verschiedener
Tiefe, mit der gewöhnlichen Stromboje (Fig. 56) nahebei und im
Westen von den Bermudas in 32° 18' N. Br., 65° 38' W. Lg. am
24. April 1874 von der Challenger Expedition ausgeführt-, berichtete
W. Thomson (the Atlantic I, 365 f.): es ergab sich der Strom:

an der Oberfläche : N 60° 0 . . 0.24 Seem. in der SUL

n

50 Fi

ulen

* 90 m Tiefe :

A T 75 O . . 0,46

n

11 11

"<

■»•>

100

180 „

ii •

N 87 O . . 0,36

11 11

n

n

200

•*-

370

11 •

S 70 O . . 0,22

11

11 11

"

300

550 „

ii :

S 40 O . . 0,08

11

ii n

-

•■

400

730 „

ii :

S 65 O . . 0,11

*1

ii «i

•i

500

-.->

910 „

ii :

N 65 O . . 0,06

ii «

•■

600

n

1100 „

11 :

Kein Strom mehr gefunden.

Aus diesen Beobachtungen würde sich, vorausgesetzt, daß
sie gänzlich frei von störenden Einflüssen blieben, eine stetig mit

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Der Golfstrom.

425

der Tiefe zunehmende Rechtsdrehung des Stroms bis 300 Faden
herab entnehmen lassen ; aber die darauf in 400 Faden wieder
links drehende und in 500 Faden der Oberllächenströmung gleiche
Richtung nach ONO zeigt doch, daß diesem Wechsel der Strom -
richtung nicht viel Bedeutung zukommt. Als mittlere Richtung.,
nach welcher die ganze Wasserschicht von rund 1000 m Mächtig-
keit sich bewegt, ergibt sich N 84° O, also fast recht O, was auch
den Stromkarten entsprechen dürfte.

-

12. Die nordatlantische Ostströmung oder
Westwindtrift, auch die „Golfstromtrift", oder der
„Golfstrom" genannt, beherrscht von 40° N. Br. an
nordwärts den größten Teil des Nordatlantischen Ozeans.
Die Karte zeigt die Divergenz der Richtungen östlich
vom 50° W. Lg. Die südlichen Partien dieser großen
Strömung bleiben zunächst östlich, bei den Ac,oren wenden
sie sich mehr nach OSO und von da ab noch mehr nach
S. Die mittlere Partie bewegt sich recht nach NO auf
die britischen Inseln, die Faröer und Island zu ; die west-
lichsten Teile, haben mehr eine Richtung nach N. Also
fächerförmig strahlen diese Strombahnen vorherrschend
nach nordöstlicher Richtung aus, überall das warme, der
Tropenzone entstammende Wasser mit seinen hohen Tem-
peraturen dahintragend. Die Geschwindigkeit des Stromes
ist meist eine mäßige, Versetzungen der Schiffe auf der
Fahrt von den Vereinigten Staaten zum Kanal nach Osten
hin im Betrage von mehr als 48 Seemeilen im Etmal
sind sehr selten, um so seltener je weiter nach Osten;
vielfach werden überhaupt keine Stromversetzungen wahr-
genommen, so dalü im Mittel die Stärke der Strömung auf
etwa 12 bis 15 Seemeilen schon ziemlich hoch angesetzt
sein dürfte.

Für den Teil der Strömung südlich von 50 0 N. Br.
und östlich von 40 0 W. Lg. liegt in den meteorologischen
Tabellen der Seewarte (Resultate meteorologischer Beob-
achtungen von deutschen und holländischen Schiffen für
Eingradfelder des Nordatlantischen Ozeans, Heft I bis IV
und Heft VI) eine große Anzahl von Strombeobachtungen
vor, welche freilich zur Berechnung einer mittleren Strom-
richtung und Geschwindigkeit nicht bestimmt sind, die
aber nach P. Hoflfmanns Vorgange wenigstens nach den

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426

Die atlantischen Strömungen.

vier Quadranten für jedes Fünfgradfeld geordnet einen
Einblick in die relative Häufigkeit der vier Haupt-
stromrichtungen gewähren könnten. Auf nachstehender
Tabelle ist dieselbe in den vier Ecken eines jeden Fünf-
gradfeldes in Prozenten aller Beobachtungen (deren Ge-
samtzahl in der Mitte des Feldes eingeklammert aufgeführt
ist) eingetragen. Es zeigt sich, wie variabel die Strom-
versetzungen in diesem Gebiete wechselnder Windrich-
tungen sind, aber es tritt doch schon zwischen 45° und
50 0 N. Br. eine Tendenz des Stromes, seine Richtung mehr
nach S hin zu dirigieren, unzweifelhaft hervor. In den
südlicheren Feldern macht sich die Nähe der portugiesischen
und afrikanischen Küste bis in die Nachbarschaft der Acoren
hin (bis 25° W. Lg.) fühlbar, indem die vorherrschende
Stromrichtung schon westlich von S liegt. Bei den Acoren
selbst dominiert indes doch der Strom nach den Rich-
tungen zwischen Ost und Süd. Hierfür lieferten schon die
Renneil vorliegenden wenig zahlreichen Beobachtungen
einen deutlichen Aufschluß, und ganz neuerdings hat
Pouchet mit einem ziemlichen Aufwände von Mitteln
diesen #ö-Strom durch Flaschentriften demonstriert, die
in ca. 42° bis 43° N. Br. und 31 ö bis 32 0 W. Lg. be-
ginnend, also von einem Orte etwa 110 bis 170 Seemeilen
nördlich bis nordwestlich von der Insel Corvo, im Durch-
schnitt eine Richtung nach S 30° 0 bis S 45* 0 nahmen
(Ann. d. Hydr. 1886, 461).

Andere Flaschenposten zeigen, daß auch westlich von
40 0 W. Lg. schon der Strom nach einer Richtung südlich
von Ost gehen dürfte: so gelangte eine in 42° 4' N. Br..
52° 21' W. Lg. (280 Seemeilen südöstlich von Kap Race
auf Neufundland) ausgeworfene Flasche ebenfalls zur
Acoreninsel Pico, trieb also in der Richtung nach OzS
(Ann. d. Hydr. 1885, 604). Ebenso werden auch Bojeu t
welche aus den Häfen der Vereinigten Staaten vertrieben
sind, wenn sie lange genug ihre Schwimmkraft bewahren,
fast ausnahmslos in der Umgebung der Acoren wieder-
gefunden und zwar meistens im SW dieser Inseln. Dies
würde beweisen, daß in dem westlichsten Gebiete dieser
Strömung die herrschende Richtung jedenfalls nicht nörd-

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Der Golfstrom.

427

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428

Die atlantischen Strömungen.

lieh von 0 liegt, wie das ja auch vom Floridastrom nord-
wärts von den Bermudas konstatiert ist. Auch die Iso-
thermenkarten zeigen, daß das warme Wasser, welches
der Florida- und der Antillenstrom bis nördlich von den
Bermudas getragen haben, von dem dort einsetzenden
Oststrom ziemlich unverändert zu den Azoren geführt
wird, worauf dann die weiter östlich nach S umschwen-
kende Strömung etwas kühleres Wasser von NW her an
sich zieht.

Aus alledem ergibt sich, daß zwischen den Breiten
von 40 0 bis 45 0 im Norden und etwa 10 0 im Süden der
Nordatlantische Ozean einen in sich geschlossenen Kreis-
lauf besitzt, in welchem das Wasser von der nördlichen
Aequatorialströmung ausgehend nach W, dann durch
Florida- und Antillenstrom nach iS r , durch die nordatlan-
tische Ostströmung zu den Acoren und nach Madeira und
von da durch die Kanarienströmung zu den Kapverden
und damit wieder an den Ausgangsort zurückgeführt wird.
Wir sahen, wie an der südlichen (rechten) Seite des Ost-
stroms eine Tendenz der Gewässer, nach Süden abzubiegen,
sehr früh fühlbar wird. Diesem Umstände verdankt der
schwach strömende Raum im Innern dieses Zirkels die
stetige Zufuhr von frisch abgerissenen Tangzweigen von
den Felsküsten Westindiens her, welche diese sogenannt«
Sargassosee auszeichnen.

Humboldts Beschreibungen dieser „ozeanischen Tang-
wiesen" als „eines der auffallendsten Beispiele der unermeßlichen
Ausdehnung einer einzigen Art von geselligen Pflanzen" waren
sicher übertrieben und enthielten in der Behauptung., daß die
..Fucusbank von Flores und Corvo" eine feste geographische Lage
innehalte, unzweifelhaft etwas Falsches {Relation historique I,
p. 202; Kritische Untersuchungen II, 47 ff.). Indes hat auch
0. Kuntze in einer radikal gedachten Untersuchung (Englers
Botan. Jahrbücher I, 191; auch Mitt. des Vereins für Erdk. zu
Leipzig 1880) die Frage keineswegs überzeugend entschieden , ob
nicht die losgerissenen Tangzweige auch viele Jahre lang einher-
treibend ihren Vegetationsprozeil ungestört fortsetzen können.
Erwägt man, daß an der inneren Seite des Stromzirkels die Strö-
mung durchschnittlich kaum mit mehr als 5 bis 6 Seemeilen
täglich fortschreitet, so würde ein Tangzweig von der Gegend
der Bermudas bis in diejenige der Agoren allein rund ein Jahr
brauchen. Wenn derjenige Tang, der im Osten also luvwärts

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Der Golfstrom.

429

der Westindischen Inseln nicht selten gefunden wird (so vom
Challenger in 21° N. Br., 50° W. Lg.), wirklich auch westindischen
Ursprungs ist, so triftet er demnach sicherlich schon über 2 Jahre
im Wasser umher. Wahrscheinlich dürften solche großen Tang-
büschel im Salzwasser aber nicht allzu alt werden, weil eine
unglaublich formenreiche Fauna sie zur Zuflucht und Speisung
aufsucht, wobei das Pflanzengewebe dann schließlich zerstört
wird. Ueberdies kommt das Sargassum vulgare, welches nach
O. Kuntze mit S. bacciferum identisch ist, sowohl bei den Azoren,
wie an vielen westeuropäischen Küstenpunkten und an den west-
afrikanischen Inseln festgewachsen vor; kann also auch von diesen
Ausgangspunkten mit den Strömungen vertreiben. — Die Schiffs-
tagebücher der Seewarte enthalten ein überaus reiches Material
zum Studium der geographischen Verbreitung dieses „Beeren-
tangs" inmitten des Nordatlantischen Ozeans; naturgemäß sind
aber die Daten aus den befahreneren Gebieten am häufigsten,
und so ist auch die „große Fuctisbank von Flores und Corvo",
welche Humboldt, Rennell und Heinr. Berghaus auf den Karten
niederlegten, durchaus entlang dem Kurse der aus dem Südatlan-
tischen Ozean nach Europa heimkehrenden Segelschiffe einge-
tragen. Diese Schiffe treffen die ersten Tangbüschel gewöhnlich
in ca. 19° N. Br. bei rund 30° W. Lg., also an der inneren Seite
des nördlichen Aequatorialstromes. Doch ist es keine regelmäßig
anzutreffende Erscheinung im ganzen „Sargassomeer", manche
Schiffe auf der Fahrt nach Westindien durchqueren dasselbe, ohne
ein einziges Büschel zu erblicken, während andere denselben mehr
oder weniger oft und reichlich begegnen. Den Portugiesen war
dieser Tang schon vor der Entdeckung der Azoren bekannt; von
ihnen rührt der Name aargaco her. Die deutschen Seeleute be-
zeichnen es mit „Golf kraut''', die englischen mit gulf-weed oder
sea-weed.

13. Der nordöstliche Zweig des nordatlan-
tischen Stroms führt auf die Britischen Inseln zu, an
Irland nach N hinauf und zwischen Schottland und Island
in das Nordmeer hinein setzend. Seine Kraft ist im ganzen
auf noch weniger als 12 Seemeilen täglich zu schätzen,
aber durch den gleichgerichteten Luftstrom unterhalten,
immerhin stark genug, diesen nordöstlichsten Teil des
Atlantischen Ozeans mit Wasser zu erfüllen, das zum
guten Teil dem Nordrande des vorher beschriebenen Ost-
stroms entlehnt ist. Damit kann dann in der That tro-
pisches Wasser, allmählich abgekühlt, wenn auch keines-
wegs auf geradem Wege, über Schottland hinaus weit in
das Nordmeer bis nach Spitzbergen und Nowaja Semlja
gelangen. Jedoch ist es ein überwundener Standpunkt,

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430

Die atlantischen Strömungen

dieses auch im Winter laue Wasser der FarÖer und des
Nordkaps als direkten Ausläufer des Floridastroms hin-
zustellen. Letzterer ist ein so oberflächliches Stromgebilde,
von so geringem Volum gegenüber der mächtigen Antillen-
strömung, daß er für die Wasserbewegungen und die
Fülle hoher Wärmegrade auch an der Oberfläche des
Atlantischen Ozeans östlich von 50 0 W. Lg. unmöglich
verantwortlich gemacht werden kann.

Eine einfache Rechnung mag dies zeigen. Die neueren
Untersuchungen Bartletts lehrten, daß in den „Engen" (in 27°N.Br.)
des Floridastroms mitten im Stromstrich bei 800 m Tiefe sich die
Temperatur von 6,7° findet, während die Chal lenger-Expedition
im Bereiche des Antillenstroms zwischen Puerto Rico and den
Bermudas in derselben Tiefe noch 10° nachweisen konnte. Nach
den älteren Aufnahmen amerikanischer Seeoffiziere (vgl. Proceed.
R. Geogr. Soc. 1874, 400) ist die Isotherme von 15° in etwa
350 m Tiefe in den „Engen" anzusetzen. Die Geschwindigkeit
der Strömung beträgt an der Oberfläche durchschnittlich 3 See-
meilen (5,6 km) stündlich, die Breite des Durchflußprofils 63 km.
Nehmen wir die Tiefe des mit überall gleicher Geschwindigkeit
wie an der Oberfläche strömenden Warm Wasserstrahls, etwas
reichlich bemessen, zu 400 m an, so erhalten wir als Maximum
des in einer Stunde durchfließenden Volums 140 cbkm. Dagegen
repräsentiert die Antillenatrömung nördlich von Puerto Rico
einen Strom von 1000 km Breite (zwischen 19° und 28° N. Br.)
und, wieder die 15 °-Isotherme als untere Grenze gesetzt, von
510 m Tiefe. Durch dieses Profil von 510 qkm Querschnitt be-
wegt sich der Strom an der Oberfläche mit einer Geschwindig-
keit von 15 bis 20 Seemeilen in 24 Stunden. Geben wir der
ganzen Masse eine Stromstärke von nur 10 Seemeilen in 24 Stunden
(0,75 km stündlich), so bewegt der Antillenstrom also in einer
Stunde ein Volum von 383 cbkm, was aber als ein Minimalwert
anzusehen ist: also jedenfalls 2 s /4mal mehr als der Floridastrom
in maximo. Dazu kommt dann, daß bei dem Auseinandergehen
des letzteren seine mechanische Energie schnell abnimmt Bei
einer Ausbreitung desselben von 34 Seemeilen (in 27° Br.) bis
auf 340 Seemeilen (in 68° W. Lg.) bei gleichzeitig auf höchstens
1,5 Seemeilen anzuschlagender mittlerer Geschwindigkeit in der
Stunde muß die Tiefe der bewegten Schicht bis auf 107 m ab-
nehmen. Die Challenger-Expedition fand aber auf der Fahrt von
Halifax nach den Bermuden (zwischen 70° und 68° W. Lg.) die
Isothermfläche von 15° sogar in mehr als 600 m Tiefe, also 80
bis 100 m tiefer als im Antillenstrom südlich von den Bermuden :
es ist also dieser letztere Strom, welcher die Massen warmen
Wassers nördlich von 40° N. Br. im Nordatlantischen Ozean
liefert, nicht der Florida- oder der wirklich aus dem Golfe von

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Der Rennellstrora. 431

Mexiko kommende „Golfstrom". Natürlich gelangen auch sowohl
Teile von dessen Oberflächenwasser, als auch namentlich seine
Treibprodukte aller Art mit dem Wasser des Antillenstroms
so weit nach Osten und Nordosten wie dieser selbst, aber das dem
Golf von Mexiko entstammende Wasservolum., seine mechanische
Kraft und sein Wärmevorrat sind doch daselbst nur ein ganz
kleiner Bruchteil von dem in Betracht zu ziehenden Ganzen.

Die allgemeine Ostströmung des Nordatlantischen
Ozeans bewirkt auch ein Eindringen eines östlichen Stroms
in den Golf von Biscaya. Die unmittelbaren Beobach-
tungen an der Nordküste von Spanien bestätigen dies
freilich nur mit Entschiedenheit für den Winter, während
im Sommer, entsprechend der sich dann über Spanien
entwickelnden Luftdruckdepression und daraus folgenden
nordöstlichen Winden an der Biscayischen Küste, auch
Weststrom nicht ganz selten gespürt wird (vgl. Sailing
Directions for the West-Coast of France, Spain und
Portugal , London 1885). Aeltere Karten seit Renneil
haben niemals vermieden, diesen an sich so wenig be-
ständigen Oststrom aus dem Biscayagolf nach Nordwesten
wieder hinauszuführen, so daß also ein solcher Strom ent-
lang dem Abfall der hier weit vortretenden Küstenbank
quer vor dem Ausgang des Kanals vorbei auf die West-
küste Irlands zu setzen soll. Schon Findlay hat über
die Regelmäßigkeit dieses sogenannten Rennellstroms
Zweifel geäußert. Hoff mann hat die Ansicht vieler
Schiffst uhrer der neueren Zeit getroffen, wenn er sagt:
Dieser „Strom" sei im wesentlichen auf Gezeitenströme
zurückzuführen und sei früher, wo man auf diese nicht
genug Obacht gegeben, erheblich überschätzt worden.
Dennoch findet auch er wie Findlay „ Berichte genug, welche
an eine zeitweise Versetzung nach NW auch außerhalb
der Gezeitenströme kaum zweifeln lassen." Nach münd-
licher Mitteilung von Kapitän Koldewey finden aber die
meisten derjenigen Fälle, wo Schiffe, welche mehrere Tage
keine astronomische Beobachtungen erhalten hatten, statt
in den Englischen, in den Bristol-Kanal gelaufen waren,
nachweislich ihre Erklärung in mangelhaft erkannter De-
viation des Kompasses. — Gewiß machen die starken
Gezeitenströme über den „ Gründen" vor dem Kanal ander-

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432

Die atlantischen Strömungen.

weitige Strömungen wenig fühlbar; aber daß entlang beider
Küsten des Englischen Kanals die herrschende Strömung
nach Osten setzt, ergibt sich aus einer Reihe von Flaschen-
triften (im Archiv der Seewarte), wie aus den Beobach-
tungen französischer Ingenieure bei Hafenbauten. In
Burats geologischer Beschreibung der Küsten Frankreichs,
wie in Voisin-Beys „Seehäfen* finden sich Beispiele
genug dafür. Namentlich die von dem Kreidegestade
östlich der Seinemündung ausgehenden Feuersteine werden
ausnahmslos nach Nordosten, allmählich am Strande zer-
kleinert, über Dünkirchen hinaus vertrieben und bilden
dort die „Wandersände* (sables voyageu$es) y welche einer-
seits den Hafenanlagen äußerst lästig sind, andrerseits
den schönen Badestrand von Ostende zusammensetzen
helfen.

Die Stromvorgänge südlich von Island hat der dä-
nische Admiral Irminger seit 1853 systematisch unter-
sucht (Zeitschr. für allgem. Erdkunde III, 1854, 179 und
N. F. XI, 1861, 191). Eine Anzahl von Sommerreisen
dänischer Kriegsschiffe mit zusammen 87 Beobachtungs-
tagen ergab auf der Strecke zwischen Faira und Island
durch Koppelrechnung eine mittlere Stromrichtung nach
N52° 0 mit 2,4 Seemeilen mittlerer Geschwindigkeit:
letztere so sehr gering, weil der Strom im einzelnen sehr
unregelmäßig sich erwies. Näher an den Shetland-Inseln
war dabei der Strom mehr östlich, näher Island mehr
nördlich als NO, wie folgende Zusammenstellung für die
vier Viertel der Strecke zwischen Faira und dem Süd-Kap
Islands ergibt. Auch hier ist die mittlere tägliche Strom-
stärke wegen der Koppelrechnung trügerisch klein aus-
gefallen.

16 0 W. Lg. 12 0 W. Lg. 8 0 W. Lg. 4 0 W. Lg.

Strom: X 47° O X 32* 0 N 60° 0 N 72° 0

Starke: 3,1 0,8 2,5 4,7 Seemeilen

Beob.: 25 18 11 17 Tage.

. Wie die Stromverhältnisse im Winter liegen, ist noch
nicht in ähnlicher Weise untersucht. Doch erfuhr Ir-
minger auf den Faröer, daß von dem massenhaft zu
seiner Zeit dort (namentlich bei Kirkeböe auf der Süd-

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I

:

Die Strömungen bei Grönland. 433

strom-Insel) anlandenden Treibholz westindischer Abkunft
das meiste im Februar und März ans Land geworfen
werde. Da nach Köppens Windkarten in den Winter-
monaten die Windstärke in dem Striche zwischen dem
Ende des Floridastroms und Island durchschnittlich über
10 m in der Sekunde beträgt, so ist anzunehmen, daß in
der That die Trift nach NO im Winter entsprechend leb-
hafter sein wird. Ebenfalls nur auf die Erfahrungen eines
Sommers gestützt, berichtete Kapitän Tizard, daß er bei
seinen Untersuchungen des Wyville Thomson - Rückens
andere Strombewegungen als von den Gezeiten herrüh-
rende daselbst nicht habe nachweisen können (Proceed.
Roy. Soc. XXXV, 1883, p. 208).

An der Südküste Islands biegt der Strom, durch
das widerstehende Land abgelenkt, nach Nordwesten ab
und scheint nach der Darstellung Irmingers die Insel
nordwärts zu umströmen, jedenfalls bis über Kap Nord
hinaus vorzudringen (vgl. weiter unten die Strömungen
des Nordmeers).

14. Der Irmingerstrom. Zwischen Island und dem
Eingange zur Davisstraße lehrte Irminger ebenfalls zuerst
die Strömungen genauer kennen ; die vorherrschende Rich-
tung ist hier westlicher als Nord, die Stromstärke sehr
gering, aber die Anwesenheit des Stroms unleugbar abzu-
nehmen aus den Temperaturen der Oberfläche wie der
Tiefe, welche letztere wir durch die neueren Unter-
suchungen von Norden skjöld und Hamberg kennen
gelernt haben (Bihang til kong. Svenska Vet.-Akad. Hand-
Ungar, 1884, IX, Nro. 16). Von Nordenskjöld ist diese
Wasserbewegung auch mit dem Namen des Irminger-
stroms belegt worden. Dieser erfüllt den ganzen Raum
zwischen Island und Kap Farvel mit Ausnahme einer bald
schmäleren, bald breiteren, vom kalten Ostgrönlandstrom
eingenommenen Küstenzone.

15. Die Strömungen in der Davisstraße, zu denen
auch ein Zweig dieses s Irmingerstroms u gehört, sind erst
verständlich, nachdem die kalten Strömungen zur
Seite des eigentlichen Warmwassergebiets im Nordatlan-

Krümmel, Ozeanographie II. 28

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434

Die atlantischen Strömungen.

tischen Ozean dargestellt worden sind: der Ostgrön-
landstrom und der Labrador ström.

Während die bisher betrachteten Stromvorgänge größ-
tenteils unmittelbar auf Triften der gleichgerichteten Winde
sich zurückfuhren lassen, welche das Luftdruckminimum
zwischen Kap Farvel und Island im Süden und Osten
umkreisen, müssen wir zum Verständnis der Strömungen
in der Davisstraße auf die mittlere Luftdruck Verteilung
über dem nordamerikanischen Festland zurückgehen. Der
hohe Luftdruck über diesem erzeugt entlang der Küste
von Baffinland und Labrador einen Gradienten, der nach
NO gerichtet ist und bei dem durch die hohe Breite be-
dingten großen Ablenkungswinkel die Luft nach SOzO
wehen und das Wasser in gleicher Richtung, also parallel
der Küste, triften läßt. Dazu kommt, daß die große nord-
atlantische Ostströmung in ihrem Rücken und zu ihrer
Linken einer Kompensation bedürftig ist, also das Wasser
Östlich von Neufundland nach Süden aspiriert, was dann
noch weiter nach X hin zurückwirkt. Alles dies erzeugt
dann einen Strom, der durch die Rotationskraft nach W
gedrängt sich enge an die Festlandsküste anschmiegt.

Andrerseits aber zieht dieser Labradorstrom auch aus
der Westhälfte der Davisstraße mehr Wasser nach als
ihm aus den Straßen der Nachbararchipele, zumal wegen
ihrer Eisbedeckung zugeführt werden kann. Das hat zur
Folge, daß in dieser Straße ein Teil des nötigen Quan-
tums von der Westküste Grönlands herübergezogen wird.
Diesem Umstände ist dann das Eindringen von atlanti-
schem Wasser, dem Irmingerstrom entstammend, in die
Osthälfte der Davisstraüe zuzuschreiben. Nach der hier
vorgetragenen Auffassung ist also der Labradorstrom das
primäre Motiv, der Westgrönlandstrom nur ein aspirierter
Strom.

Entlang der Ostküste Grönlands aber herrscht, weil
dieselbe auf der Nordwestseite der isländischen Luftdruck-
depression gelegen ist, nördlicher Luftstrom und darum
südliche Trift im Wasser vor: letztere gewinnt Rückhalt
und Unterstützung durch die auch nördlich vom Polar-
kreise entlang der Ostgrönlandküste in gleicher Weise

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Die Strömungen bei Grönland. 435

angeordneten Verhältnisse. Zudem ist das Wasser zwar
kälter, aber dafür als Eisberge führendes Schmelzwasser
auch leichter als das wärmere, aber viel salzigere und
darum dichtere Wasser des lrmingerstroms. Folglich wird
es letzteren entlang der Ostküste Grönlands überlagern,
über der Küstenbank sogar Verdrängen. Weiter aber muß
dieselbe Aspiration in der Davisstraße, welche Teile des
lrmingerstroms an sich zieht, auch auf den Ostgrönland-
strom hinwirken. Dieser umströmt daher das Kap Farvel
westlich und geht an der Westküste Grönlands so weit
hinauf, als er seinem geringen Volum nach unvcrmischt
vom Irmingerstrom sich erhalten kann. Die von ihm
mitgeftihrten Eisberge schmelzen von unten ab, und so
kommt es, daß zwar die südlichsten Häfen der Westküste,
wie Julianehaab und Frederikshaab von Eis wochenlang
abgesperrt sein können, während nördlich von 64° bis
65 0 N. Br. alle Häfen offen bleiben und die See östlich
von 55 0 W. Lg. frei von Eis ist. Die Aspiration vom
Labradorstrom her zieht aber sicherlich einen Teil des
Ostgrönlandstroms quer über die Straße hinüber nach
Westen, wie schon aus der Eiskarte Irmingers und aus
den neuesten Berichten von Holm (Pet. Mitt. 1884, 471)
zu entnehmen ist. Mit dieser Darstellung ist allein in
Uebereinstimmung zu bringen, was Hamberg von der
Wärmeschichtung der Davisstraße meldete: die ganze
tiefere Wassermasse ist entschieden nordatlantischen Ur-
sprungs, was allein schon aus dem hohen Salzgehalt
(34,4 pro Mille) hervorgeht. Die älteren Ideen von einem
Untertauchen des Ostgrönlandstroms unter den wärmeren
Westgrönlandstrom sind nicht mehr aufrecht zu halten:
ersterer enthält zu leichtes Wasser, um solches auszufuhren.

Die Abkunft des Westgrönlandstroms aus dem warmen
Irmingerstrom ist durch mehrfache interessante Treibholzfunde
gesichert. So fand schon Löwenörn im Jahre 1786, mit Auf-
nahmen an der Südspitze Grönlands beschäftigt, in See einen
Mahagonistamm treibend, und so wurde auch unfern der Insel
Disco ein aus Mahagoni gefertigtes Loggholz nebst einem zweiten
Mahagonistamm von so guter Erhaltung gefunden, daß sich der
damalige dänische Gouverneur von Grönland daraus einen Tisch
machen ließ (Z. für allgem. Erdkunde III, 1854, 430). Daß

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430

Die atlantischen Strömungen

diese Treibhölzer mit jedem Jahrzehnt seltener gefanden werden
würden, hat schon Kant wegen der Zunahme der Kultur Amerikas
vorausgesehen.

Die Geschwindigkeit des Ostgrönlandstroms ist aus
einigen Schollentriften verunglückter Nordpolfahrer auf j
etwa 5 bis 10 Seemeilen täglich zu schätzen: je näher
dem Lande, desto geringer war die Geschwindigkeit. Das
Eisfeld, auf dem sich die Besatzung des deutschen Polar-
schiffs „Hansa" befand, trieb im Mittel nur 4,6 Seemeilen
in 24 Stunden, die Fahrt ging ziemlich nahe der Küste
entlang. Schon Scoresby (Account of arctic regions I. ,
213) zählt eine größere Zahl anderer, doppelt bis drei- I
fach schnellerer Triften von im Eis „besetzten" Schiffen
auf, die allerdings meist nördlich von der Dänemarkstraße \
erfolgten (vgl. Bd. I, 379). — Die Geschwindigkeit, des
Labradorstroms in der Baffinsbai und Davisstraße läßt
die Schollenfahrt der 19 Mann von Halls Polarexpedition
vom 15. Oktober 1872 bis 30. April 1873 ersehen: sie
erfolgte zunächst zwischen 74° und 69° N. Br. in der
Mitte der Baffinsbai, also in einem sicherlich schwächer
fließenden Teile des Stroms, aber immer nach £, mit
einer mittleren Geschwindigkeit von 6 1 /* Seemeilen täglich:
von 09° N. Br. an bis zur Aufnahme der Mannschaft
durch den Dampfer „Tigreß" in 53° N. Br. nahe der
Küste von Labrador offenbar näher dem Stromstrich mit
der fast doppelten täglichen Geschwindigkeit von 11,8
Seemeilen; darunter waren 10 Tage mit einer Trift von
sogar 32,2 Meilen in 24 Stunden (nach Pet. Mitt. 1873, 39 1 ).

So schreitet dieser kalte Labradorstrom weiter süd-
östlich fort, um die Insel und die Bänke von Neufund-
land östlich und dann südlich zu umfließen und endlich
seiner Bestimmung, der linken Flanke der Antillen-Florida-
strömung Kompensation zu leisten, auch entlang der Ost-
küste der Vereinigten Staaten nachzukommen. Auch hierin
unterstützen ihn noch die Windverhältnisse: nach der
Isobarenkarte besteht beim Kap Sable ein Gradient nach
S TT, woraus sich eine Luftströmung und Wassertrift nach
N64° W oder WNW berechnen läßt: die Küste, welche
nach SW verläuft, gestattet nur einen Abfluß nach der

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Der Labradorstrom. 437

gleichen Richtung. Der Konipensationsstrom wird über-
dies auch durch die Rotationskraft an die Küste gedrängt.
Das erklärt vollauf das Auftreten dieser von Redfield
schon 1838 auf der Küstenbank bis zum Kap Hatteras,
dann von Bache 1848 auch darüber hinaus südwärts
fortgeführten Strömung. Wenn Letzterer dieselbe hierbei
allmählich unter den Florida-Antillenstrom untertauchen
läßt, so ist das weniger wahrscheinlich, als daß die niedrigen
Temperaturen auf der Küstenbank und an deren Rande
durch einen Auftriebvorgang, also die entgegengesetzte
Vertikalbewegung, zum Teil wenigstens hervorgerufen wer-
den (S. oben S. 318).

Der Labradorstrom ist der eigentliche Eisstrom des
Nordatlantischen Ozeans. Durch synoptische Eiskarten,
welche von der deutschen Seewarte in den letzten Jahren
regelmäßig für die Sommermonate ausgegeben wurden,
läßt sich ziemlich scharf die Abgrenzung des kalten Stroms
gegen den tropisch warmen Florida- Antillenstrom südlich
von Neufundland feststellen, am besten für die Monate
Mai und Juni 1882 (Segelhandb. für den Atlant. Ozean
S. 28). Damals trat das eiserfüllte , unter 5 0 warme
Wasser in zwei Hauptströmen, teils durch die tiefe Rinne
zwischen der Neufundlandbank und der Flämischen Kappe,
teils über die Große Bank selbst nahe östlich von Kap
Race vorüber, in nahe Berührung mit dem 10° bis 15°
wärmeren Wasser des Oststroms, in welchen einige Kalt-
wasserzungen westlich von 47 °W. Lg. bis nahe an 40°
N. Br. eindrangen. Der Stromast bei der Flämischen Kappe
biegt schon in 45 0 N. Br. nach SO und 0 um, während
am Südabfall der Großen Bank ein Hauptstrom von Eis-
bergen mit beträchtlichem Tiefgang sich nach Westen
wendet. Am 6. Juni 1882 wurde ein einzelner Berg in
39 n 50' N. Br. und 48° 35' W. Lg. gesichtet: die süd-
lichste Position, welche in den letzten Jahren bekannt
geworden ist. Redfield erwähnt dagegen nach Beob-
achtungen des Schiffes „Formosa 8 vom 18. Juni 1842
als südlichstes Vorkommen einen großen Eisberg in 38°
45' N. Br. und 48° 50' W. Lg.

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438

Die atlantischen Strömungen.

3. Die atlantischen Strömungen südlich 30° S. Br.

16. Der Brasilienstrom südlich 30° S. Br. und
der Falklandstrom. Wir haben oben den Verlauf der
Hauptmasse des südlichen Aequatorialstroms entlang der
brasilischen Küste im Bereiche der Tropenzone beschrieben,
und nunmehr soll uns die Fortsetzung derselben weiter
nach S hin beschäftigen. Ich lege dabei eine Spezial-
untersuchung zu Grunde, welche ich im Jahre 1882 auf
der deutschen See warte ausführte (vgl. „Aus dem Archiv
der deutschen Seewarte Bd. V, 1882, Nr. 2 und die Aus-
züge in den Ann. d. Hydr. 1883, S. 453, Zeitschr. f.
wiss. Geogr. IV, 1883, 209; Segelhandb. für den Atl.
Ozean S. 29).

Nach den Strömungskarten von Petermann, Her-
mann Berghaus, Neumayer und den Darstellungen von
Mühry sollte der Brasilienstrom südlich von 30 °S. Br.
sich in der Weise teilen, daß der eine Ast die patago-
nische Küstenbank betritt und auf dieser südwärts weiter
schreitend bis Kap Horn und darüber hinaus warmes
Wasser entführt, während der zweite Ast sich im Bogen
nach Osten wendet, um nördlich von 40° S. Br. als „süd-
atlantischer Verbindungsstrom" den Ozean erst östlich
und dann nordöstlich zu durchqueren. Die englischen
Stromkarten (Findlay, Evans, Pilot charts) hingegen
lassen den Brasilienstrom in ca. 30 0 bis 35 0 S. Br. sich
verlieren, während sie über der patagonischen Bank einen
Zweig des aus dem Pazifischen Ozean eintretenden Kap-
Horn-Stroms nach A r fließen lassen etwa bis 43 0 S. Br.,
also gerade in umgekehrter Richtung, wie die deutschen
Stromkarten annehmen. Daneben führen auch die englischen
Karten einen „ Verbindungsstrom u in 30°bis35°Br. im
Bogen über den Südatlantischen Ozean hinüber auf das
Kap der Guten Hoffnung zu. Dieser „ Verbindungsstrom*
war zuerst von Renn eil eingezeichnet worden, und zwar
ersichtlich entlang dem Kurse der auf der Ausreise nach
dem Indischen Ozean den Südostpassat im Westen durch-
stechenden und umgehenden Segelschiffe. Auch sonst

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Der Brasilien- und der Falklandstrom.

finden sich bei Renneil noch einige Daten, welche für
die Auffassungen der deutschen Hydrographen seit Hein-
rich ßerghaus und Petermann maßgebend geworden sind.

Auf Grund der Temperaturbeobachtungen, die in den
Schiffstagebüchern zahlreicher Kap-Horn-Fahrer enthalten
sind, ließ sich nun nachweisen, daß die Fortsetzung des
warmen Brasilienstroms außerhalb der Küstenbank nach
Süden setzt und von der Bank selbst durch Wasser ge-
trennt ist, das in allen Monaten etwa 6° bis 10° kälter
bleibt. Ueber der Bank selbst aber ist wieder etwas
wärmeres Wasser als im kalten Strom. Schiffe, welche
auf der Ausreise nach Kap Horn außerhalb der Küsten-
bank südwärts in langen Schlägen gegen den herrschenden
Südwestwind aufkreuzen, überschreiten diese Grenzen ver-
schieden temperierten Wassers bald in der einen, bald
in der andern Richtung, und indem ich aus den Schiffstage-
büchern die Orte solcher Temperatursprünge sammelte,
wo das wärmere Wasser im Osten von dem kalten gefunden
wurde, und für jeden Streifen von je ein Grad Breite eine
mittlere geographische Länge für diese Temperatursprünge
berechnete, erhielt ich einen Anhalt für die Lage der
Westkante des Brasilienstroms; doch ergab eine Anzahl
von Beobachtungen auch im Bereiche des letzteren selbst
noch ein stufenweises Ansteigen der Temperaturen, so
daß also danach dem Brasilienstrom höherer Breiten die-
selbe Streifung eigen ist, wie wir sie oben beim Florida-
strom beschrieben haben.

Des weiteren aber war an die von allen Kap-Horn-
Fahrern gemeldete Thatsache anzuknüpfen, daß die-
selben bei der Heimfahrt nordöstlich von den Falklands-
inseln in der Nähe von 50 0 S. Br. bei ihrem nördlichen
oder nordöstlichen Kurse innerhalb weniger Stunden aus
dem kalten Wasser des Kap-Horn-Stroms in erheblich,
oft 3°, ja 5° wärmeres Wasser hineinkommen. Auch
die hierfür in den Schiffsjournalen reichlich enthaltenen
Daten wurden gesammelt und aus ihnen für jeden Meridian-
gradstreifen eine mittlere Breite bestimmt, welche alsdann
die Lage der Südkante des Stroms anzeigte. Auch hier
ergaben sich sekundäre Temperaturstufen weiter nord-

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440

Die atlantischen Strömungen.

wärts. Beigegebene Karte ist eine Verkleinerung der
danach entworfenen Uebersichtskarte, wobei bemerkt sein
mag, dafö die Westkante des Brasilienstroms nur in dem
Räume zwischen 55 0 bis 57 0 W. Lg. und 48 0 bis 49 0 S. Br.
nicht durch Beobachtungen gesichert ist. Allein es kann
keinem Zweifel unterliegen, daß der Strom wirklich, bevor

Fig. 60.

10 Ww*. Ii

Meeres -Strömungen
FALKLAND -SEE

er 49° oder 50° S. Br. erreicht, -nach Osten umschwenkt,
da von dieser geographischen Breite an südwärts und
bei den Falklandinseln ausnahmslos kaltes Wasser ge-
funden wird.

Diese Darstellung ist seitdem durch den oft erwähnten
englischen Atlas der Oberflächentemperaturen aller Ozeane
in erwünschtester Weise bestätigt worden; dort ist sowohl

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Der Brasilien- und der Falklandstrom

441

der Zusammenhang dieses warmen Wassers zwischen 40 0
und 48 0 S. Br. mit dem eigentlichen Brasilienstrom, wie
auch seine Fortsetzung nach 0 und ONO hin bis über
den Meridian von Greenwich hinaus unmittelbar an den
Isothermen abzulesen.

Man könnte nun daneben doch noch die Ansicht ver-
treten, daß der Brasilienstrom sich auf der Höhe der
Laplatamündung spalte, so daß ein schmaler Ast auf die
Küstenbank übertritt und dort südwärts fortschreitet; der-
selbe könnte dann durch das sehr viel kältere Wasser
eines von S entgegenkommenden Stroms vom Hauptkörper
des Brasilienstroms abgetrennt erscheinen. Aber es läßt
sich nachweisen, daß erstens das Wasser über der Ktisten-
bank nach N strömt ebenso wie dasjenige des von den
Falklandinseln heraufkommenden „kalten" oder „Falk-
landstroms*, und zweitens daß auch die Temperaturen
über der Küstenbank an der Oberfläche wie in der Tiefe
nicht solche sind, wie sie einer Abzweigung des Brasilien-
stroms zukommen müßten.

Zunächst ergab eine Zusammenstellung sämtlicher
Strombeobachtungen, welche in 65 Schiffstagebüchern von
besonders guter Qualität für die Strecke zwischen 38°
und 55 0 S. Br. für insgesamt 458 Beobachtungstage auf
und an der Küstenbank enthalten waren, daß davon
321 Tage Strom Versetzungen nach einer Richtung zwischen
ONO und WNW zeigten, d. i. also 70 Prozent aller
Beobachtungen. In einzelnen Fällen, besonders in dem
eigentlichen Falklandstrom des tiefen Wassers, ergaben
sich Stromversetzungen von auffallender Größe nach Nord
und Nordost; so fand Kapitän Haltermann auf lOtägiger
Fahrt zwischen 34,4° S. Br. und der Lemairestraße an
7 Tagen mehr als 16 Seemeilen; Kapitän Knudsen in

10 Tagen südlich 42,1° S. Br. 6mal über 20 See-
meilen; Kapitän Joneleith südlich 38 °S. Br. während

11 Tagen 6mal über 18, einmal 33 Seemeilen in 24 Stunden.
— Von der Ktistenbank selbst melden die Berichte der
Kommandanten deutscher Kriegsschiffe, nahezu überein-
stimmend seit der Fahrt der „Gazelle" unter Kapitän
z. S. v. Schleinitz, nördlichen Strom, der nach den

442

Die atlantischen Strömungen.

Beobachtungen von Kapitän z. S. Hollmann näher unter
Land schwächer gefunden wurde als weiter in See, was
auch aus den Journalen der Seewarte sich ergibt.

Endlich läßt sich aus den zahlreichen, schon von Heinrich
Berghaus gesammelten, älteren Strombeobachtungen die gleiche
Richtung als vorherrschend entnehmen, indem von 62 westlich
einer Verbindungslinie zwischen den Lobos (Laplatamündung) und
der Nordspitze von West -Falkland eingetragenen Versetzungen
32 in eine Richtung zwischen WNW und ONO fallen. Vgl. die
Darstellung des Atlantischen Ozeans im Physikalischen Handatlas
und die sehr seltene Karte, betitelt: Sailing Directory for the
southwestern part of the Atlantic Ocean, construded by Henry Berg-
haus, Potsdam July 15, 1841. Hier findet sich auch entlang der
Bahn unseres Falklandstroms die Bemerkung: in this tracJc the
Drift Current runs for the most part of the year northerly frotn
Cape Horn.

Die Temperaturen über der patagonischen Ktisten-
bank sind schon von Kapitän z. S. Holl mann durch-
weg wärmer nahe dem Land als weiter in See gefunden
worden; die Isothermkarten bestätigen das durchaus und
zeigen außerdem, data dieses Küstenwasser in allen Monaten,
namentlich im Südwinter, erheblich (3° bis 4°) kälter
ist als der Brasilienstrom unter gleicher Breite. Die Er-
wärmung ist in der That lediglich der überaus starken
Sonnenstrahlung in diesem heiteren, trockenen Klima zu-
zuschreiben (vgl. Smith American Pilot, I, 1874, 301) und
außerdem ganz oberflächlich, wie schon von Schleinitz
im Februar 1 876 durch die in nachstehender Tabelle ent-
haltenen Messungen konstatierte:

Nr.

S. Br.

W. Lg.

Temperatur

i

Oberfl.l Boden

Grund
mit

Bemerkungen

0

0

1 ra

1

2

47° 2'

43° 56'

63° 30'
60° 52'

12,9
13,6

8,4
6,7

115
110

in 55 m Temp. = 8,8°
| „ 55 , „ = 8,5*

3 1

4 !

36° 48'
35° 0'

55° 35'
54° 25*

19,3
22,0

17,8 1
17,4

46

1 46 1

1 Am Eingange

( des Laplata-Trichters.

Die zweite Gruppe von Lotungen zeigt den durchaus
warmen tropischen, die erste im Gegensatz dazu den am

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Der Falklandstrom

443

•

Grunde kalten von Süden, vom Kap Horn heraufkommenden
und nur ganz oberflächlich angewärmten Meeresstrom,
und Freiherr von Schleinitz hat diese Folgerung damals
schon entschieden daraus gezogen (Ann. d. Hydr. 1876,
367). Eine weitere Ursache, welche gerade das küsten-
nahe Wasser des Falklandstroms wärmer macht als das
weiter in See nordwärts fließende, wird bei der Beschrei-
bung des Kap-Horn-Stromes zu erwähnen sein.

Endlich finden sich in dem Auftreten von Treib -
körpern in diesem Teile des Südatlantischen Ozeans die
deutlichsten Beweise für die Stromrichtung des kalten
Falklandstroms. Schon Duperrey (Voyage antour du
Monde de la Frig. „La Coquille", Hydrographie p. 91)
sprach im Jahre 1822 seine Verwunderung darüber aus,
auf der Höhe der Laplatamündung große Massen von
Seetang (namentlich Laminar ia oder Macrocystis pyrifera,
deutsch „ Birnentang tt ) nach NNO treibend zu finden, und
von gleichen Bemerkungen sind die deutschen Schiffs-
journale voll: Tangbündel sind nach denselben mehrfach
nahe 35 °S. Br. gefunden worden, während Macrocystis
pyrifera von Ch. Darwin entlang der felsigen Küste Ost-
patagoniens spärlich noch bis 43° S. Br. , am häufigsten
aber im Magellanischen Archipel und bei den Falkland-
inseln beobachtet wurde. Nur durch einen Nordstrom
können abgerissene Zweige dieser riesigen Alge in so
niedrige Breiten gelangen. Von dem Falklandstrom in
den Brasilienstrom hin übertreibend werden sie dann noch
viel weiter östlich verfrachtet, wie das auf den Karten
von Hermann Berghaus richtig eingetragen ist.

Ein zweites Indizium für den Nordstrom ergeben die
nördlichsten Punkte, welche Eisberge in diesem Meeres-
teile erreicht haben. Die Karte (S. 440) zeigt die be-
treffenden Positionen mit beigeschriebenem Datum; es
kommt noch ein erst ganz neuerdings gemeldeter Fall dazu,
wonach zwischen dem Eingang der Magellanstraße und
den Falklandinseln am Rande der Küstenbank auf un-
gefähr 52,5° S. Br., 63,3° W. Lg. am 18. April 1885
zwei ziemlich große Berge gesichtet worden sind (Ann.
d. Hydr. 1886, 416). Besonders beweiskräftig erscheinen

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Die atlantischen Strömungen

die drei Beobachtungen von Eis in der Mitte der Strecke
zwischen Montevideo und den Falklandinseln kurz vor
und nach Neujahr 1879: es ist ganz unmöglich, daß ein
Eisberg anders als durch eine Wasserbewegung nach Art
des Falklandstroms in solches Meeresgebiet gelangt.

Wir sehen also eine kalte Meeresströmung, vom Kap-
Horn-Strom südlich der Falklandinseln ausgehend, nach
Norden sich bewegen und sowohl den breiten Raum über
der Küstenbank, wie einen schmaleren Streifen östlich
derselben beherrschen. Entlang der ganzen Küste von
Uruguay uudVSüdbrasilien bis nach Rio Janeiro und Kap
Frio hin trägt dieselbe ihre niedrigen T c m p eratur en .
Daü diese Abkühlung eine tiefgehende ist, ergeben die
Lotungen der Gazelle-Expedition für das Meeresgebiet über
der Bank. Aber auch außerhalb der Bank haben wir
eine Tiefseelotung der Challenger-Expedition (Nr. 318),
welche unzweifelhaft zeigt, daß hier der kalte Falkland -
ström mit seinen niedrigen Temperaturen durch die ganze
Wassersäule herrscht, also etwa keine oberflächliche, vom
Südwestwind gelegentlich erregte Triftströmung ist: einer
solchen Auffassung stellen sich auch schon die Eisberge,
die im Bereiche des Falklandstroms angetroffen wurden,
entgegen. Die Lotungen der Challenger-Expedition, der
wir eine zweite im benachbarten Brasilienstrom gegenüber-
stellen (Nr. 319), ergeben folgendes:

|s. Br.

W. Lg.

Ober-
fläche

10°

Lag

5«

e der submarinen
isotherme von

4°|3° "2,5° | 2° | 1°

Boden-
Temp.jTiefe

318

42° 32'

56° 27'

0

14,2

TU

55

m
120

m
145

m
165

m
180

m m

230 2750

* 0 m
0,3 3730

819

kl* 5V

54° 46'

!l5.3

\-,

240

330

915

U60

2oio|275o| -0.4 | 4440

Daß auch hierbei eine Auftrieberscheinung im Spiele sein
dürfte, ist früher schon bemerkt worden (S. 318).

Der Gegensatz der so nahe benachbarten Strömungen
äußert sich in einer Reihe von Erscheinungen, die auch
den analogen Strömungen der nördlichen Hemisphäre zu-

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Der 8üdatlantische Verbindungsstrom.

445

kommen. Aehnlich dem Labradorstrom und japanischen
Oyashio hat der Falklandstrom dunkelgrünes („naschen-",
„ ostseegrünes ") Wasser, während der warme Brasilien-
strom stärker gesalzenes tiefblaues Tropenwasser führt.
Das grüne kalte Wasser ist hier wie sonst ausgezeichnet
durch einen enormen Fischreichtum, was dann wieder zur
Folge hat, daß sich Seevögel (wie Kaptauben, Albatros,
Pinguine) in großen Scharen, ebenso auch die Robben-
arten (Seelöwen etc.) dieser Meere hier einstellen. Ganz
wie im Bereiche der Neufundlandbänke lagern sich dichte
Nebel, oft in Sprühregen übergehend bei östlichen und
nördlichen Winden, die vom warmen Brasilienstrom herüber-
wehen, über das kalte Wasser, sogar bis zu den Falk-
landinseln hin. Und nicht minder ist das Gebiet des
Brasilienstroms südlich 35 0 S. Br. eine Brutstätte stürmi-
scher Winde, ein stormbreeder wie das Gebiet seines nord-
hemisphärischen Vetters, des Floridastroms.

17. Der südatlantische Verbindungsstrom ist
sowohl die Fortsetzung des Östlich umgebogenen Brasilien-
stroms, wie des aus dem Südpazifischen Ozean nordöstlich
eingedrungenen Kap -Horn -Stroms. So hat ihn schon
Renneil im Texte seiner Stromuntersuchungen aufgefaßt
und zugleich in dem weiteren Sinne einen „ Verbindungs-
strom tt genannt, als er eine gleichgerichtete Wasserbe-
wegung in den höheren südlichen Breiten des Indischen
und Pazifischen Ozeans verknüpft, so einen Stromring
schaffend, der im gleichen Sinne wie die Erde rotierend,
nur schneller als diese, von Westen nach Osten alles
Wasser stetig in Zirkulation erhält.

Die mittlere jährliche Luftdruckverteilung ergibt über
dem ganzen Südatlantischen Ozean südlich 35 0 S. Br. fast
genau übereinstimmend einen Gradienten nach S; also für
40 0 Br. einen Wind, der das Wasser nach S 70* 0 oder
nach OSO ; für 55 0 Br. nach S 74° 0 oder OzS triften
läßt. Wir würden also danach allein Strömungen zu
erwarten haben, welche in dem ganzen Verbindungsstrom
südlicher als Ost sind. Thatsächlich aber haben über-
einstimmend sowohl die Stromversetzungen wie die Triften
der Eisberge eine Richtung nach NO bis ONO ergeben,

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44G

Die atlantischen Strömungen.

also um etwa 5 Strich nördlicher oder mehr nach links.
Die Ursache für diese Ablenkung ist auch hier eine zwei-
fache: in erster Linie ist es die Aspiration zu dem nach
N hin Wasser abführenden Benguelastrom, welche die
östliche Trift mit einer Funktion als Kompensationsstrom
versieht, sie also auch einer Ablenkung durch die Erd-
rotation unterwirft; zweitens aber wird eben die weiter
ostwärts tiberall im Wasser auftretende und immer neu
erzeugte Trift hinter sich eine Kompensation erfordern,
durch welche derjenige Bruchteil der Ostströmung, der
dieser Funktion und damit auch der Rotationskraft unter-
liegt, vergrößert wird. Das ist die Ursache, welche so-
wohl die Brasilienströmung aus der Tropenzone bis nahe
an 48° S. Br. hinaufzieht, und andrerseits einen Teil des
Kap-Horn-Stroms in den Kaum zwischen Küste und Bra-
silienstrom sich einschieben läßt. Der Falklandstrom und
der südliche Brasilienstrom sind also aspirierte Bewegungen
und werden durch die Erdrotation nach links, d. h. von-
einander gedrängt. Dazu kommt dann noch, dato gerade
nahe der patagonischen Ostktiste die herrschende Wind-
richtung mehr W oder etwas südlicher als W ist, was
dann alles zusammenwirkend östlich von den Längen der
Falklandinseln eine kräftige ablandige Bewegung an der
Meeresoberfläche erzeugen wird.

Die Stärke des Verbindungsstroms ist eine schwan-
kende, wie ja auch die Richtung der Winde zwar nicht
ganz so variabel wie über dem analogen nordatlantischen

Gebiet, aber doch immerhin nicht so konstant wie im
Passat sich verhält. Nach Evans sind Versetzungen
zwischen 6 und 33 Seemeilen im Etmal beobachtet. Die
Challenger-Expedition fand in 3(3° bis 37° S. Br. von 20 «
W. Lg. über Tristan da Cunha bis zum Kapland Östlich
segelnd an 13 Beobachtungstagen die (mechanisch ge-
mittelte) Stromrichtung zu X 27* 0, die Stärke im (arith-
metischen) Mittel zu 15,8 Seemeilen in 24 Stunden: hier
also eine nordnordöstlich gerichtete Zufuhr zur nördlich
gerichteten Benguelaströmung.

Nach der Art seiner Zusammensetzung aus tropischem
und polarem, zum Teil antarktischem Wasser sind auch

Strömungen im europäischen Nordmeer

447

die Temperaturen des Verbindungsstroms in seinen nörd-
lichen Teilen höher als in den südlicheren. Da wo er
zwischen Tristan da Cunha und dem Kapland mit einem
starken Bruchteil seiner Masse sich nach Norden wendet,
ist derselbe Gegensatz, wenn auch abgeschwächt, noch
immer erkennbar, wie er nordöstlich von den Falkland-
inseln besteht. Die Ostindienfahrer, welche auf der Aus-
reise mit Kurs nach OSO das barometrische Maximum
des S(ldatlanti8chen Ozeans im Süden umschiffen, ge-
langen meist nach Ueberschreitung des Meridians von
Greenwich ziemlich rasch in 3° bis 4° kälteres Wasser,
bis sie dann, mehr östlich abhaltend, bei ca. 10° 0. Lg.
in den Bereich der warmen Fluten des Agulhasstronis
geraten (worüber später Ausführlicheres zu geben ist).

So entsteht auch im Südatlantischen Ozean ein Strom-
ring, dessen Gewässer sich im Sinne gegen den Zeiger
einer Uhr drehen. Im Innern dieses Gebiets, zwischen
20° und 35° S. Br. liegt wiederum ein Raum mit schwachen
Winden und Strömungen, sowie hohem Luftdruck, gleich
dem analogen Gebiet der Sargassosee. Daß sich indes
im Innern dieses südatlantischen Ringes Treibprodukte in
ähnlicher Weise ansammelten, ist nicht bekannt, erscheint
auch darum nicht wohl möglich, weil kein Teil des eigent-
lichen Stromstrichs eine Inselwelt zu umströmen hat, wie
die westindische dem nordatlantischen Stromkreis sich
einlagert. Die mit Fucoideen umwachsenen Felsgestade der
Falklandinseln und der Tristan da Cunha-Gruppe liegen
schon zu sehr im Bereich der eigentlich immer in höheren
Breiten ostwärts fortgetragenen, niemals in den Stromkreis
der niederen Breiten eintretenden [ Wasserverschiebungen.

4. Die Strömungen der atlantischen Nebenmeere.

1. Das europäische Nordmeer. Wie schon oben
bemerkt, hat H. Mohn die Strömungen desjenigen Teils
des Eismeeres, der sich zwischen Island, den Faröer und
Schottland im SO bis Spitzbergen und dem Nordkap im
N ausdehnt, auf Grund einer ganz neuen Methode unter-
sucht und dargestellt. Den einen Teil seines Verfahrens,

448

Strömungen im europäischen Nordmeer.

die Wind- oder Triftfläche zu berechnen, haben wir obeo
(S. 366 f.) bereits auseinandergesetzt. Indes sind im
Nordmeer so bedeutende Unterschiede in der Dichte des
Seewassers vorhanden, daß auch diese bei der Analvse
der die Strömungen unterhaltenden Kräfte mit in Betracht
gezogen werden müssen. Der Weg, den Mohn hierbei ein-
geschlagen hat, läßt sich in Kürze vielleicht folgendermaßen
klarlegen; für die Einzelheiten verweisen wir auf das im Er-
scheinen begriffene Originalwerk {Den Norske Nordkavs- Ex-
pedition: Nordhavets Dybder, Temperatur og Strömninger l ).

Da die Dichteunterschiede solche des Drucks bewirken, die
dann den Strom zum Ausgleich schaffen, so kommt es zunächst
darauf an, die Druckverteilung im Nordmeer zu ermitteln. Als
Maß dieses Druckes dient eine „Atmosphäre", d. i. der Drnck
einer Quecksilbersäule von 0° Temperatur, 0,76 m Höhe an der
Oberfläche des Meeres in 45° Br. Nennen wir das spezifische
Gewicht des Seewassers S t so ist am Meeresniveau in 45 0 ßr. der
Druck von einem Faden Seewasser

= 0,177 S Atm. = a S Atm (1)

oder von einem Meter Seewasser:

= 0,0968 S Atm.

Der Wert dieses Druckes ändert sich aber mit der geographischen
Breite und der Tiefe proportional der Schwere. Letztere ist von
der geographischen Breite 8 abhängig nach der Formel:

= ^45 ( 2 — 0,00259 cos 28), (2 »

wo g& die Beschleunigung der Schwere (= 9,8062 m) in 45° Br.
ist. Die Aenderung mit der Tiefe h folgt der Formel

ih =^ 0 (2 + 0,0000004169 h) =^ 0 (1 + 6Ä), . . (3)

wo /* in Fadenmaß gegeben sein muß, oder für Metermaß

= g 0 (l + 0,0000002279 K) (3a)

Um nun danach den Druck zu berechnen, muß das spezifische
Gewicht S gegeben sein. Dieses ist bekanntlich abhängig von
Salzgehalt, Temperatur und Zusammendrückung der aufeinander -
liegenden Wasserschichten. Die Zusammendrückbarkeit des Wassers
ist bekanntlich eine sehr geringe; wird der Koeffizient der Zu-
sammendrückung 7} = 0,000045 gesetzt und das spezifische Gewicht
(bei gewöhnlichem Luftdruck, bei der örtlichen Temperatur des

Meerwassers) auf reines Wasser von 4° bezogen, also Sl =%

! ) Die hierfür bestimmten Tafeln konnte ich, durch beson-
dere Freundlichkeit des Herrn Verfassers, schon in den Probe-
abzügen benutzen.

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-

Strömungen im europäischen Nordmeer. 449

so ist bei einem Wasserdruck von p Atmosphären das spezifische
Gewicht in der Tiefe h

S k = (4)

Bekanntlich würde, wenn der Ozean keine Strömungen besäße,
seine Oberfläche überall senkrecht zur Richtung der Schwere
stehen, also eine Niveautläche bilden. Da nun die Schwere sich
mit der geographischen Breite und der Annäherung an den Erd-
mittelpunkt ändert, so werden also die Niveauflächen in der Tiefe
nicht parallel derjenigen der Oberfläche sein. Ist A45 die Tiefe
(unter der oberflächlichen Niveaufläche) einer Niveaufläche in
45° Br., Ä0 die Tiefe derselben Niveaufläche in der Breite 8, so

ist in erster Annäherung:

6 1 — 0,00259 cos 2% w
Es läßt sich danach berechnen, daß dieselbe Niveautläche, die
unter 45° Br. in 8000 m liegt, sich unter dem Polarkreise (667* °)
in 2994,7 m, unter 80° Br. in 2992,7 m Tiefe befindet: die Fläche
hebt sich also bis zum Polarkreise um 5,3 m, bis 80° Br. um
7,3 m.

Nennen wir nun £ das mittlere spezifische Gewicht des
Seewassers (^Jöl von der Oberfläche bis zur Tiefe 7i, so ist der
Druck in derselben Niveaufläche für die Breite 0:

1 -r- -jbh

p = aZ 4 - . 7i Atm (6)

Um £ zu finden, erachtete Mohn es vorerst genau genug,
aus sämtlichen Dichtebestimmungen im Bereiche des Nordmeers

^nach Sj 0 \ für gleiche Tiefenstufen von je 100 Faden Mittel-
werte zu berechnen, die er in tabellarischer Uebersicht zusammen-
stellt. Daraus läßt sich alsdann für jede beliebige Tiefe das
mittlere spezifische Gewicht aller darüberliegenden Schichten,
also E, leicht bestimmen und danach dann p. Für Fadenmaß
erhält Mohn letzteres in Atmosphären, z. B.

in 300 Faden = 54,5884 + 53,23 (2 - 1,02679).

Hier zeigt sich übrigens, daß die Zusammendrückbarkeit des
Wassers, so gering sie im Vergleich zu anderen Körpern ist, doch
nicht vernachlässigt werden darf. Ohne Rücksicht auf dieselbe
ergibt sich für 2000 Faden Tiefe und dem aus der Tabelle ent-
nommenen Mittelwert für S ein Druck von 363,9682 Atm.; mit
Berücksichtigung derselben aber 3,0304 mehr. Dieser Ueberschuß
im Druck entspricht einer Wasserschicht von der Dicke

x = = 16,66 Faden = 30,46 m.

Krümmel, Ozeanographie II. 29

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450 Strömungen im europäischen Nordmeer.

Um nun den Effekt der örtlich sehr ungleich dichten Wasser-
säulen zu finden, handelte es« sich zunächst um Ermittelung def

t 0

spezifischen Gewichts aus den vorhandenen Aräometermessun-
gen und Chlorgchaltsbestimmungen. Die Temperaturen wurden
für die Oberfläche bis 50 Faden hinab den Karten der mittleren
jährlichen Oberflächentemperatur entnommen, für die größeren
Tiefen aber den Befunden der Expedition, obwohl letztere nur
in den Sommermonaten beobachtete.

Aus den an anderer Stelle gegebenen Auseinandersetzungen
(s. oben S. 295 u. flg.) ist zu entnehmen, daß bei der Aneinander-
lagerung verschieden dichter Flüssigkeiten zwei Strömungen er-
weckt werden, eine obere von der leichteren Säule zur schwereren,
eine untere in umgekehrter Richtung. Die Grenzfläche zwischen
beiden setzt Mohn, da über der Faröer-Shetland-Rinne eiskaltes,
von N oder NO kommendes Wasser unter der nach NO setzenden
Oberströmung bis 300 Faden oder 550 m Tiefe aufsteigt (s. oben
S. 293), in dieses Niveau. Die also aus den Dichteunterschieden
herrührenden Druckunterschiede sind in dieser Niveautläche gleich
Null. Dieselbe Verschiedenheit aber bewirkt, daß die Oberlläche
des Meeres sich in verschiedene Höhe stellt über der Niveauiläche
des tiefsten Punktes derselben. Diese Oberfläche nennt Mohn die
Dichtigkeitsfläche. Die Abstände derselben von der obersten
Niveaufläche berechnete er folgendermaßen. Zunächst wurden in
die oben für den Druck in 300 Faden angegebene Formel die
den örtlichen Beobachtungen entnommenen Weite für S ein-
gesetzt und so der Druck in 300 Faden gefunden. Wiederum
eine mitten im Nordmeer gelegene Beobachtungsstation (Nr. 247)
als Ausgangspunkt nehmend , wurden die Druckunterschiede
zwischen dieser Station und den anderen ermittelt, welche dann
bald positiv, bald negativ ausfielen. Nennen wir diese Druck-
differenz (in Atmosphären) Ap und die diesem Werte entsprechende
Erhebung der Dichtigkeitsfläche am zweiten Orte Aar, so wird
letzteres gefunden aus der Formel

Ap

Ix = (7>

L , 1 + bh lu

Für h = 300 Faden oder 550 m wird Ix = 10,027 . Ap.

Die Dichtigkeitsfläche ist ebenfalls durch eine Isohypsen-
karte von Dezimeter zu Dezimeter zur Darstellung gebracht (^Pet.
Mitt. Ergn. 79, Taf. 11, Fig. 2 ist nach NO nicht so weit ausgeführt
wie in der definitiven Publikation). Im allgemeinen ist das Niveau
derselben an den Rändern de» Nordmeers höher als in der Mitte:
an der Oslgrönlandküste um 0,5 und an der norwegischen bei
den Lofoten um 0,2 und dann südwärts steigend bis 0,6 m im
Skagerrak und 0,55 m beim Horns Riff-Feuerschiff in der Nordsee.
In der Mittelzone liegen drei Depressionen: eine große zwischen

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Strömungen im europäischen Kordmeer.

451

Nowaja Serolja und dem Nordkap, mit — 0,04 m; eine zweite,
kleinere, in ca. 74° N. Br. und 10° 0. Lg., mit — 0,01 m, und
eine dritte, größte Depression mit verschiedenen sekundären Ein-
senkungen zwischen Island und den Lofoten; das Hauptmini-
mum nahe östlich von Island in 64° N. Br. und 8,5° W. Lg.
mit — 0,11 m. — Es sind das Niveaudifferenzen, welche auf-
fallend hoch ausfallen; hier also zeigt die Rechnung, daß die
geläufige Behauptung, im offenen Meere seien die Dichteunter-
schiede jedenfalls irrelevant, auf das Nordmeer sicherlich nicht
zutrifft.

Nachdem so die Dichtigkeitsfläche bestimmt wor-
den, kombiniert Mohn dieselbe mit der wie oben gezeigt,
berechneten Windfläche (S. 366), indem er die verti-
kalen Koordinaten beider algebraisch summiert, und die
daraus sich ergebende neue Fläche nennt er Str om fläche.
Von dieser ist die jährliche mittlere Richtung und Ge-
schwindigkeit der Oberflächenströme abhängig. Die Rich-
tung des Stroms verläuft immer senkrecht zum Gefälle,
wofern die Nähe und Form der Küste das erlaubt. Die
Geschwindigkeit berechnet Mohn aus der Formel

welche Symbole oben (S. 366) erklärt sind: tangt\ wird
indes hier aus dem Niveauunterschied AA längs der auf
die Horizontale projizierten Distanz Aa (in Meter) der
beiden verglichenen Punkte gefunden aus

Mit Benutzung von Gleichung (2), wo^= 9,8062 m ist,
erhält man den Strom darnach in Meter pro Sekunde:

Ah gii (1-0,00259. cos 29)

M== Ä^ 2^% • • (8)

Rechnet man h in Metern, a aber in Kilometern; und setzt
man die Werte von g Ab und o> ein, so erhält man den
Strom in Seemeilen pro 24 Stunden zu:

r o im* oi A h 1 ~ 0,00259 . cos 2 0
u = 13,496521 -g-g , . (9)

wo der [eckig] eingeklammerte Koefficient ein Logarithmus ist.

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452

Strömungen im europäischen Nordmeer.

Von der Reibung und dem Einfluß der Verdunstung
und der Niederschläge hat Mohn ganz abgesehen; diese
Effekte lassen sich in der That gegenwärtig auch noch
nicht bestimmen. Die Reibung darf übrigens als gering-
fügig angesehen werden, während Verdunstung und Nieder-
schlag sich einigermaßen kompensieren dürften. Die aus
der „ Stromfläche * berechneten und konstruierten Strö-
mungen schließen sich den Beobachtungen ganz vorzüglich
an, wenigstens in den, einstweilen auch nur bekannten,
Hauptzügen.

Von der Mitte der tiefsten Depression dieser Strom-
fläche, die wiederum in ca 67° bis 69° N. Br. am Me-
ridian von Greenwich liegt, nach den Küsten hin bestehen
Niveaudiiferenzen, welche folgende Beträge erreichen:

zur Ostküste von Grönland 1,40 m

„ „ Island 0,50

zu den Faröer 0,36 „

zur Pentland Förde 1,00 „

zu Kap Skagen 1,40 „

zur Küste bei Bergen 1,28 „

„ „ „ den Lofoten 0,79 „

zum Nordkap 0,72 „

zur Küste von Nowaja Semlja 1,10 „

zur Westküste von Spitzbergen .... 0,76 „

Die größten Gradienten sind an der norwegischen Küste
bei Kap Statland mit einer Stromstärke von IG bis (in
60° Br.) 22 Seemeilen, und entlang Spitzbergen von
18 Seemeilen.

Die Richtung der Strömungen ist zunächst dadurch
bestimmt, daß über dem Nordmeer eine Luftdruckde-
pression lagert, welche an ihrer Südseite durch Winde
aus S\V das Wasser aus dem Nordatlantischen Ozean
herüberzieht. Der nordöstliche Ast der nordatlantischen
Ostströmung (vulgo „Golfstrom" genannt), tritt demnach
in der Umgebung der Faröer und nördlich von Schottland
in das Nordmeer ein, wendet sich zunächst nach SO, dann
nördlich von den Shetland-Inseln durch O nach NO und X
entlang der norwegischen Küste. Diese beherrscht er.
gut zusammenhaltend, über das Nordkap hinaus, erst in
dem südlichen Teile der Barentssee wendet der Strom

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Strömungen im europäischen Kordmeer.

453

westlich von Nowaja Semlja durch N nach NW und W,
umströmt Spitzbergen im & und W und noch über 80 0
N. Br. hinaus ist in 10 0 0. Lg. dieser Nordstrom sowohl
aus der Wind-, wie aus der Dichtigkeitsfläche abzunehmen.
Das ist also die Bahn des viel gerühmten und viel um-
strittenen Ausläufers des „Golfstroms", der seine hohen
Temperaturen und seine Treibprodukte den von ihm be-
strichenen Küsten zuführt. Seine Anwesenheit in diesen
hohen Breiten ist zunächst durch die Konfiguration des
Landes bedingt, indem ein tiefes und breites Meer sich
dem an den Westküsten Europas nach Norden abgelenkten
nord atlantischen Oststrom öffnet. Da das Land in diesen
hohen Breiten mit Notwendigkeit (wegen der starken
winterlichen Ausstrahlung) im Jahresmittel niedrigere
Temperaturen erhält als das Meer, so stellt sich von selbst
eine cyklonale Luftbewegung über diesem Meeresgebiete
ein, welche dann, wieder durch die eigentümliche Kon-
figuration des Landes (durch das langsame Zurückweichen
Norwegens nach NNO und Umbiegen nach 0 erst in
71° N. Br.) bis nach Nowaja Semlja hin laue atlantische
Lüfte und blaues „Golfstrom "-Wasser führen kann. Hier
wie im Westen der Davis- und Labradorströmung ist also
eigentlich der hohe Luftdruck über den Festlandflächen
das maßgebende für die mittlere Luft- und Wasserbe-
wegung ; daß das zugeführte Wasser tropischen Ursprungs
ist und einen enormen Wärmevorrat in sich birgt, ist ein
nächstdem wichtiger und in gleichem Sinne wirksamer
Umstand. Es mag nicht überflüssig erscheinen, diese Ge-
danken hier auszusprechen, denn es könnte leicht ein
circulus vitiosus in der Form statuiert werden, daß man
behauptet: das Luftdruckminimum im Nordmeer entstehe
durch die warme feuchte Luft des „Golfstrom "-Ausläufers,
und die cyklonale Luftbewegung um dieses Minimum be-
wirke die Zuführung dieses „Golfstrom" -Wassers ins
Nordmeer.

Zwischen Franz - Josephsland und Spitzbergen be-
wirkt das flache und inselerfüllte Wasser einen Reich-
tum an großen Eisflächen, der hinsichtlich seiner Strah-
lungsverhältnisse nicht viel anders wirkt wie ein vereistes

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454

Strömungen im europäischen Nordmeer.

Festland. Daher dort höherer Druck als im südlichen
Barents-Meer, daher dort Östlicher Wind und westliche
Trift. Von Spitzbergen nach SW hin besteht der gleiche
Gegensatz: Winde aus SO, Strom nach A r beherrschen
die Westküste; die spitzbergische Anticyklone lockt sogar
noch solches atlantische Wasser weiter nach NO, wo
Otto Toreil an der Westspitze des Nordostlands den
viel kommentierten nördlichsten Fundort einer Bohne vom
westindischen Entada gigalobium, eines der gemeinsten
Treibprodukte des „ Golfstroms B , constatierte : in 80° 8'
N. Br., 17° 40' W. Lg., also an einem Punkte, soweit
vom Nordpol entfernt wie Hamburg von Florenz, oder
wie Trondhjem vom Nordkap.

Entlang dieser ganzen, vom Warmwasserstrom zurückgelegten
Sirecke sind die zahlreichsten Fundorte ähnlicher Tropen produkte
bekannt geworden. Schübeier, in seiner Pflanzenwelt Kor-
wegens, nat ein Verzeichnis solcher tropischen Pflanzen aufgestellt,
von denen Früchte und andere Teile an der norwegischen Küste
angetrieben sind. Die nierenförmige Böhne von Entada gigalo-
bium ist wohl die häufigste Frucht ; auf den Faröer schon wurde
sie seit alters als , Koboldsniere" gekannt und im vorigen Jahr-
hundert zu Tabaksdosen verarbeitet; die Lappen in Finmarken
schreiben der Bohne medizinische Eigenschaften zu, ebenso die
russischen Ansiedler der murmanischen Küste. Als nordöstlichster
Fundort werden die „Golfstrom-Inseln" (76° 20' N. Br.. 63° 54'
0. Lg.) au der Nordküste von Nowaja Semlja bezeichnet. — Einer
der deutlichsten Beweise des Zusammenhangs dieser warmen Ge-
wässer des Nordmeers mit den Strömungen der Tropen ist durch
eine von Sabine berichtete Trift gegeben. Als sich dieser im
Sommer 1822 im Meerbusen von Guinea am Kap Lopez aufhielt
strandete daselbst ein Schiff, das Palmöl in Fässern geladen hatte.
Ein Jahr darauf hatte er die Ueberraschung, in Norwegen, und
zwar in Hammerfest (70° 37' N. Br.), einige derselben Palmöl-
fässer auffischen zu sehen, deren Identität durch eingebrannte
Stempel außer allem Zweifel stand, obwohl für die durchmessene
Entfernung von rund 11 000 Seemeilen die Triftzeit doch alseine
sehr kurze erscheinen muß (vgl. das Triftregister von Gnmp-
recht in Ztschr. für allgem. Erdk. III, Berlin 1854, 420 f.).

Diesem warmen Strom steht in der Westhälfte des
Nordmeers ein südlich gerichteter kalter, mit Treibeis
und Eisbergen beladener Südstrom gegenüber. Erzeugt
als Trift der ostgrönländischen Nordwinde, deren große
Kraft und Konstanz uns Kapitän Koldewey so anschaulich

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Strömungen bei Island.

455

geschildert hat, und weiterhin unterhalten durch geringere
Dichte einerseits und durch Aspiration vom Ostgrönland-
strom des eigentlichen atlantischen Gebiets, repräsentiert
er eine Wasserbewegung, welche aus unbekannten hohen
Breiten, vielleicht nahe am Pol vorüber, sich bis zum
Kap Farvel nach S bewegt. Die Geschwindigkeit des
Stroms ist auf ca. 10 bis 12 Seemeilen in 24 Stunden
anzusetzen, naher dem Lande wegen des größeren Eis-
reichtums etwas unter, näher seiner östlichen Kante bei
Jan Meyen vielleicht etwas über dem Mittel; doch wird
östlich von Jan Meyen wegen der Nähe der Stromgrenze
des entgegengesetzten Nordstroms eine Abschwächung der
Geschwindigkeiten durch Theorie und Erfahrung gewähr-
leistet.

Im Norden von Island werden die Wasserverschie-
bungen einerseits durch die anticyklonale Luftbewegung
über dieser Insel, andererseits durch das relativ leichte, von
den Flüssen angesüßte Wasser an den Küsten derselben,
reguliert. Beide Umstände wirken, wie Mohn an der
Hand seiner Isobarenkarte zeigt, im Süden, Osten und
Westen von Island in gleichem Sinne. Dagegen an der
Nordküste stehen die Luftbewegungen noch unter dem
Einfluß der ostgrönländischen Anticyklone, welche, wegen
des höheren Luftdrucks im Norden der Insel, hier öst-
liche Winde erzeugt. Danach würde also das Wasser
nach W triften. Indes kennen sowohl LöwenÖrn wie
Irminger entlang der Nordküste Islands nur Strömungen
nach Osten. Sowohl Eisfelder wie Treibhölzer aus dem
Ostgrönlandstrom kommen von NW an die Landzungen
des Nordlands und bewegen sich östlich weiter. In dieser
Hinsicht läßt nun Mohn die geringe Dichtigkeit des gerade
in dem Nordland durch die größten Flüsse der Insel an-
gesüßten und weit in See ziemlich seichten Küstenwassers
einen Gradienten erzeugen, welcher demjenigen des Luft-
drucks entgegengerichtet, aber von größerem Effekt ist
als dieser. Dadurch geschieht es dann, daß ein Arm
des kalten Stroms den die Insel im NW umgehenden
Teil des Irmingerstroms überlagert und mit ihm an der
Nordküste entlang erst östlich, dann südöstlich weiter-

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450 Strömungen im europäischen Nordmeer.

geht, so die Insel fast ganz umkreisend. Mit diesem
Ausläufer des Ostgrönlandstroms sind wohl in vereinzelten
Fällen (z. B. Mai 1840) von NNW her Eisberge bis 04°
N. Br., 10° W. Lg M oder gar auch an die Südktiste Islands
(bis Vestmanö 1826, 1834, 1859) gelangt, wie Irminger
in seiner Abhandlung über die Meeresströmungen bei
Island (Ztschr. f. allg. Erdk., N. F. XI, 1801, S. 108 f.)
berichtet. Indem diese Strömung aber nördlich von den
Faröer vom „ Golfstrom" erfaßt wird, bleibt sie mit ihren
Wirkungen stets auf den innersten Teil des Nordmeeres
nördlich von Gl 0 und westlich vom Meridian von Green-
wich beschränkt.

Aber auch die Bewegung des Wassers in der Tiefe unter-
zog Mohn einer ausführlichen Untersuchung. Hier stellt sich
einer freien Entfaltung der Strombewegungen die Konfiguration
des Meeresbodens oft hindernd entgegen, so daß, wenn man die
in bestimmten Niveauflächen der Tiefe herrschende, thatsächliche
Druckverteilung auch kennt, doch die wirklich aus der Strom-
bewegung der Oberfläche und den lokalen Verhältnissen der Tiefe
resultierende Strömung sich nicht immer ihrer Richtung nach,
am wenigsten ihrer Stärke nach abschätzen läßt; letzteres schon
darum nicht, weil die Geschwindigkeit vom wechselnden Quer-
schnitt der Durchflnfiprofile gegeben ist.

Die Druckverhältnisse in der beliebigen Tiefe h sind nach
der obenstehenden Formel (6) zu finden, wozu man alsdann noch
die vertikale Koordinate der Stromfläche, in Atmoaphärendruck
ausgedrückt, zu addieren hat. Uebrigens entspricht ein Meter
Wasserhöhe ziemlich nahe einem Zehntel Atmosphäre (genao
0,0994). Bezeichnet man mit das ausgeglichene spezifische Ge-
wicht für die gegebene Tiefe (vgl. die Erläuterung zur oben-
stehenden Formel 6), so ergibt sich mit Benutzung der für atmo-
sphärische Bewegungen geltenden Formeln (s. oben S. 369) die
Geschwindigkeit in Meter pro Sekunde:

» = [ W ]^. (? -^f.^ e + fc *> , . .(10)
Id SS sm n

wo der [eingeklammerte] Koefficient ein Logarithmus ist, die
anderen Symbole aber dieselben sind . wie in Gleichung (8) und
(3a). Rechnet man mit Differenzen der Druck höhe, so kann
auch ebensogut Formel (8) benutzt werden, wie für Strömungen
der Oberfläche.

Nach der bei früherer Gelegenheit (Bd. I, S. 433 ff., bes.
437) beschriebenen Wärmeschichtung des Nordmeers ergibt sich
folgende Darstellung der Stromvorgänge in verschiedenen Niveaus.

1) In 300 Faden oder 550 m, in der „Grenzfläche", ist der
Druck der Vertikalsäulen zwischen dieser und der Dichtigkeit?-

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Strömungen in der Tiefe (nach Mohn).

457

fläche überall derselbe; folglich sind die Druckunterschiede allein
durch die Windfläche bestimmt. Die Temperaturkarte für die
Tiefe von 550 m (Pet. Mitt. Ergh. 63, Taf. 2) lehrt danach die
Strombewegung erkennen. Der in der Oberschicht nach NO
strebende Warmwasserstrom aspiriert nach Ueberschreitung des
Thomson-Rückens zu seiner Linken kaltes Wasser vom Ostgrön-
landstrom herüber, ja dieses steigt sogar in Lee des Rückens ein
wenig zur Oberfläche hinauf, nach Analogie unserer Stromfigur 54
(oben S. 860): also ein echter Ekmanscher Reaktionsstrom. In
der Spitzbergentiefe ruft der südlich gerichtete Wind- und Ober-
flächenstrom ebenso wie an der Westküste dieser Inselgruppe
nach N setzende, warme Triftstrom eine Aspiration von „Golf-
stromwasser u östlich von dem Abfall der durchweg weniger als
500 m tiefen Baren tssee hervor. Die Stromstärken der Tiefe be-
rechnet Mohn zu nur 6,5 Seemeilen in 24 Stunden.

2) In der Tiefe von 500 Faden oder 910 m herrscht an
Fläche der kalte Ostgrönlandstrom bedeutend vor, der warme
Strom ist auf eine schmale, östliche Zone, aber mit relativ großer
Geschwindigkeit beschränkt. Ein Gebiet in ca. 68° N. Br., 8* O. L.
ist stromlos, um dasselbe herum erfolgt eine Drehung im cyklo-
nalen Sinne , nördlich davon scheint warmes Wasser zur Tiefe
hinab sich zu bewegen. In der Shetlandrinne und entlang dem
norwegischen Küstenplateau steigt dagegen kälteres und salz-
ärmeres Wasser auf. Die horizontale Maxiraalgeschwindigkeit
erreicht hierbei 9 Seemeilen in 24 Stunden.

3) In 1000 Faden oder 1830 m Tiefe ist die Druckverteilung
unregelmäßiger angeordnet: im N und im der Nordmeertiefe
zwei ausgeprägte Maxima, in der Mitte, und zwar in 71° bis
72° N. Br., ein drittes, sekundäres Maximum, welches zwei Minima
trennt. Beide letztere sind von den Strömungen im cyklonalen
Sinne umkreist. Auch hier ist im N und S von dem südlicheren
Minimum das Wasser noch etwas wärmer als im O und W davon :
das Aufsaugen kalten Tiefenwassers am norwegischen Plateau
findet also auch hier statt. Die größte Geschwindigkeit wird mit
9 Seemeilen in 24 Stunden berechnet.

4) In 1500 Faden oder 2740 m Tiefe endlich sind am Meeres-
boden, wofern überhaupt die Lotungen ausreichenden Aufschluß
ergeben, wahrscheinlich zwei gesonderte Becken vorhanden; in
beiden findet wiederum eine cyklonale Bewegung statt. Im süd-
lichen Becken tritt abermals in 70° wie in 65,5° N. Br. höhere
Temperatur auf; im nördlichen bei den daselbst vorhandenen
großen Gradienten eine Stromstärke von 12 Seemeilen in 24 Stunden,
überraschend viel, muß man sagen.

5) In noch größeren Tiefen bis zum Meeresboden hinab
zeigt das nördliche Becken dieselben Verhältnisse. Im südlichen
Becken reicht die absteigende Bewegung mit hohen Temperaturen,
hohem Salzgehalt, aber minimalem StickstofTgehalt bis in 3200 m
hinab zum Boden. Kaltes, aus dem Ostgrönlandstrom kommendes
Wasser umgibt dieses Centrum.

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458

Strömungen im sibirischen Nordmeer.

Die vertikalen Komponenten der Strombewegungen in den
tieferen Schichten lassen sich auf den Querschnitten durch da*
Nordmeer, welche die Wärme- und Dichteschichtung darstellen,
unmittelbar ablesen.

2. Die Strömungen im sibirischen Nordmeer
sind noch wenig bekannt und auch bei der unzureichenden
Kenntnis der Luftdruckverteilung schwer zu konstruieren.
Einige Indizien, aus Triften von im Eis „ besetzten*'
Schiffen (Tegetthoff, Jeanette) und von sibirischem Treib-
holz abgeleitet, gewähren jedoch einen ungefähren Anhalt
neben den älteren Beobachtungen Wrangells und den
neueren, die Palander und Nordenskjöld bei ihrer
Küstenfahrt im Sommer 1878 auf der „Vega" angestellt
und über welche Petterson und Mohn berichtet haben
(Pet. Mitt. 1884, 250).

Aus diesen spärlichen Thatsachen ist zu folgern, daß
im Abstände von etwa 200 Seemeilen entlang der ganzen
Festlandküste eine schwache Strömung aus leichtem, von
den großen sibirischen Flüssen angesüßtem Wasser sich
nach 0 bewegt, während nördlich davon ein entgegen-
gesetzter Weststrom vorhanden ist, der die „ Jeanette b in
etwa 10 Monaten (vom September 1880 bis Anfang
Juui 1881) um rund 600 Seemeilen nach XW versetzte
und zwar je nördlicher das Schiff stand, mit desto größerer
Kraft. Die zu Schlitten vom gesunkenen Schiff (in ca.
77,0 0 N. Br.) dem Festlande im Süden zustrebende Mann-
schaft trieb in acht Tagen um 27 Seemeilen nach A'TFL
Indes zeigte das zwischen den Schollen häufige Treibholz
(Fichten und Birken), daß dieses Eis aus südlicheren
Gegenden stammte. Aehnlich sah schon Lieutenant Anjou
im März 1822 nördlich von der neusibirischen Kesselinsel
das Eis nach W treiben, obwohl der Wind westlich war
(Pet. Mitt. 1879, 170). Diesen Thatsachen gegenüber
verliert die Angabe Wrangells, daß im sibirischen Nord-
meer der Strom im Sommer nach TF, im Herbst dagegen
nach O setze, erheblich an Gewicht.

Die Trift des „Tegetthoff 14 , in 12 Monaten von Nowaja
Semlja nach Franz-Josephsland hinüber, ist nach der klaren
Analyse von Wüllerstorfs in zwei Partien zu zerlegen:

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Strömungen im sibirischen Nordmeer.

459

die erste mit Trift nach Ost und Nordost bis etwa 78°
N. Br. (60 Seemeilen nördlich vom großen Eiskap), wobei
die Stärke des Stroms 2 1 /4 Seemeilen in 24 Stunden be-
trug; die zweite Hälfte der Trift geschah im Weststrom,
dessen Geschwindigkeit auf rund eine Seemeile täglich
zu schätzen ist, und erfolgte nördlich von 79 0 Br. In
der Zwischenzone herrschten variable Triftrichtungen von
sehr geringer Stärke aber vorherrschend nördlicher Rich-
tung.

Aus dieser Trift, wie derjenigen der „Jeanette", ließe
sich also folgern, daß der Weststrom der höheren Breiten
Teile des nachbarlichen Gegenstroms aspiriert. Daß ersterer
der primäre Motor ist, läßt sich aus den über diesem
ganzen Gebiet, wie es scheint, vorherrschenden Winden
aus 0 bis NO folgern. In Nowaja Semlja übrigens sind
nach Mohn noch Winde aus SO anzunehmen. In der
Lenamündung (Sagastyr in 73 0 22' N. Br.,| 126° 35' 0. Lg.)
herrschen von November bis Februar südliche, in der
übrigen Zeit östliche Winde vor. Trotz dieser Wind-
richtung setzt also der Strom im küstennahen Gebiet
nach Osten gegen den Wind.

Auch hier ist die Dichteverteilung nach Mohn die
Ursache für den Küstenstrom. Die wasserreichen sibiri-
schen Flüsse entsenden wenigstens im Sommer jedes Jahr
von neuem große Quantitäten von Süßwasser in die See,
welche bei der großen Flachheit des Küstenwassers sich
auch den Winter über dort halten dürften. Der nach X
hin auftretende Dichtegradient bewirkt einen gleichgerich-
teten Strom, den dann die Erdrotation ein wenig nach
rechts ablenkt. Es gelangen durch diese so modifizierte
Strömung jedenfalls die Treibhölzer sibirischen Ursprungs
aus dem östlichen Küstenstrom hinüber in den westlichen
Meeresstrom. Andererseits aber sind die Strömungs-
verhälfcnisse doch auch nicht zu verstehen, wenn man das
sibirische Nordmeer für sich isoliert betrachtet. Es steht
im Zusammenhang mit dem europäischen Nordmeer, und
die dort sich vollziehenden Strombewegungen wirken da-
her aspirierend zurück bis in die Gegend westlich der
Beringstraße.

I

400 Strömungen im sibirischen Nordmeer.

Der Ostgrönlandstrom ist es, der hier hauptsächlich
in Betracht kommt. Indem er, wie eine Karte in Polar-
projektion leicht überschauen läßt, den Ersatz für da?
durch die Nordwinde nach S geschobene Wasser von
rückwärts heranzuziehen hat, greift er durch den Archipel
von Spitzbergen und Franz- Josephsland bis zu den sibiri-
schen Inseln hinüber; die nordwestliche Trift der „ Jeanette*
war gerades wegs auf Spitzbergen zu gerichtet. Anderer-
seits aber laßt sich aus dem Umstände, daß diese Triften
sehr schwach sind (nur 1 i 2 bis *s der Stärke des Ost-
grönlandstroms wird erreicht), entnehmen, daß eine weite

auch.

»7

der „Jeanette '-Trift Landflächen liegen, weil der Strom
zu seiner Hechten wegen Eingreifens der Rotationskralt
einer Anlehnung bedürfe, mögen auch um den eigent-
lichen Pol noch Inseln sich finden, jedenfalls sind solch*
zwischen Nordgrönland und dem Pole nicht reichlich vor-
handen, wie aus den Gezeitenbeobachtungen im Robeson-
kanal mit Sicherheit sich folgern läßt. So ist der Zufluli
zum Ostgrönlandstrom wegen der großen Breite des ver-
fügbaren Durchflußprofils ein sehr langsamer. Aber auch
dieser Kompensationsstrom, der wie oben gezeigt, vom Ost-
winde gestützt wird, wirkt aspirierend ein auf seine Nach-
barschaft und wird entlang der Nordküste Sibiriens eine
östliche Strömung zu seiner Speisung bedürfen. Und diese
Verhältnisse dürften im Norden von Nowaja Semlja be-
ginnend bis nach Wrangell-Land hin ziemlich gleichartig
bleiben.

Daß die Strömung vom sibirischen Küstenmeer aus in den
Ostgrönlandstrom hinüberleitet, beweisen die zahlreichen sibiri-
schen Treibhölzer, welche im Norden von Spitzbergen, wo Parrv
gegen den Nordstrom auf seiner Schollenreise nichts gewann, so
gut wie an der Küste Ostgrönlands selbst reichlich bekannt ge-
worden sind. Unter 25 Treibholzfunden von der zweiten deutscher
Nordpolexpedition unter Kapitän Koldewey gehörten 17 der
sibirischen Lärche, 5 einer nordischen Fichte (wahrscheinlich
Picea oborata), zwei der Gattung Alnus (A. incanaf) und einer
dem Genus Populus (P. tremula?) an. Daß nach Grönland auf
solchem Wege eine Reihe sibirischer Pflanzen formen eingewandert
seien, hat Grisebach ziemlich überzeugend dargestellt (Vegef.

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Strömungen im amerikanischen Nordmeer. 401

d. Erde I, 62). — Dieses sibirische Lärchenholz treibt übrigens
bis zur Nordküste Islands herab und mischt sich daselbst unter
die vom IrmingerstrOm herzugeführten westindischen Hölzer. Daß
dann entlang der Ostküste Grönlands auch in niederen Breiten
noch alles Treibholz der gleichen sibirischen Abkunft sei, hat
schon der alte Crantz in seiner Beschreibung Grönlands aus-
gesprochen, indem er in demselben Lärchen, Tannen, Zirbeln und
Espen erkannte, wie sie auf amerikanischem Boden nirgends,
wohl aber in dieser Vergesellschaftung im nördlichen Sibirien
wüchsen.

Wenn schon in dem sibirischen Nordmeer vieles
Hypothetische von den Strom Vorgängen gesagt werden
mußte, aber doch im ganzen und großen die Anordnung
derselben hervortrat, so sind wir über die Wasserbewegungen
des „amerikanischen Nordmeers* so wenig unter-
richtet, daß es sich nur eben lohnt, das wenige That-
sächliche zusammenzutragen.

In deutlichen Beziehungen zum Labradorstrom und
dessen Zufuhrstrom in der Baffinsbai stehen offenbar
die Strömungen im Parryarchipel. Als Kapitän Kellett
am 15. Mai 1854 am westlichen Ende der Barrowstraße
in 74 0 40' N. Br. und 101 0 15' W. Lg. sein Schiff .Reso-
lute 44 , auf Befehl des Geschwaderchefs Sir Edward Belcher
im Eise verließ, ahnte er nicht, daß am 14. September 1855
dasselbe Schiff wohlbehalten unweit des Cumberlandsundes
in der Davisstraße (in 64,5° N. Br. und 62° W. Lg.) von
einem amerikanischen Walfischfänger treibend angetroffen
werden würde; das Schiff hatte also in IG Monaten min-
destens 1200 Seemeilen unter Einwirkung des Stroms
zurückgelegt.

Beweise für eine Aspiration der Gewässer nach gleicher
Richtung gewährten die Strombeobachtungen Sir Edward
Belchers im Northumberlandsund der Pennystraße: der
Strom setzte (ebenso wie die Flut) in derselben südwärts,
auch die Windrichtung war vorherrschend dabei NW.
— Unter dem zu beiden Seiten der Pennystraße spärlich
gefundenen und meist sehr gealterten Treibholz wollte
man Lärchenholz erkennen, welches Belcher aus dem
Mackenzieflusse ableitete. Auch die weiteren Treibholz-
funde sind einer Trift von W und NW her am günstig-
sten : so an der Nordseite der Melvilleinsel im innersten

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4«>2

Strömungen im amerikanischen Nordmeer

Teile der Heclabai bei Nias Point; an der Nordwestküste
der Prinz-Patrick-Insel und ebenso, in schon subfossüem
Zustande in einiger Höhe über dem Meeresspiegel bei
Kap Manning und im Hintergrunde von Walker InJet,
sämtlich Lärchenstämme von großen Dimensionen, aber
unter der Rinde völlig verwittert (vgl. Pet. Mitt. 185-^
S. 107 f.).

Aus diesen Daten wie aus der Trift der „Resolute*
läßt sich ein Oststrom im Bereiche des Parryarchipels
folgern. In der inselfreieren See im W dieses Gebiets,
der „Beaufortsee", aber sind nur sehr widersprechende
Daten aufzuführen. Aus zahlreichen Berichten von Wal-
fängern entnahm Petermann (Mitt. 18b'9, 35), da Li von
Kap Barrow der Strom nach Südosten gehe, während (im
Sommer wenigstens) ein Nordweststrom von Point Hope
auf die Heraldinsel setzt; letzterer, außerdem noch durch die
Trift des Schiffs „Gratitude* im Jahre 1865 bezeugt
würde einen Anschluß an die gleiche Strömung gewinnen,
welcher die „Jeanette 44 verfiel. Ich verzichte darauf, Be-
ziehungen zwischen dieser Strömung und der im Parry-
archipel angeblich Treibholz aus dem Mackenziefluß (?)
ansammelnden Ostströmung aufzusuchen, und begnüge
mich hinzuzufügen, daß die vorherrschenden und dabei
auch am stärksten auftretenden Windrichtungen in der
amerikanischen Polarstation Uglamie bei Point Barrow
(71 0 17' N. Br., 15C>° 23' W. Lg.) in 15 von 21 Monaten
östliche waren. Nordenskjöld dagegen hat in diesem
Gebiet eine kreisende Meeresströmung finden wollen, in-
dem er von der Beringstraße einen Strom nach NO zum
Kap Barrow führt, während im Westen der „Beaufort-
see" ein kalter Strom nach Süden fließen und längs der
Küste des Tschuktschenlandes ostwärts sich wendend in
die Beringstraße von Norden eintreten soll.

3. Strömungen der Nordsee und Ostsee. Wie
die Nordsee ihre Hauptöffnung zum eigentlich ozeanischen
Gebiet nördlich von Schottland besitzt, so empfängt sie
von dort her außer Salzgehalt und Flutwelle auch ihre
Strömungen, wenigstens diejenigen, welche den nördlichen
tieferen Teil, polwärts von der Doggerbank beherrschen.

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Strömungen der Nordsee.

Mohn hat dieselben im Anschluß an die Strömungen des
Nordmeers behandelt. Die Bewegung erfolgt im all-
gemeinen an der Ostküste Englands entlang nach an
der cimbrisch-norwegischen Küste nach N. Diese Wasser-
verschiebungen sind auch hier sowohl die Wirkungen der
herrschenden Luftströmung, wie der Dichteunterschiede.
Nach der durchschnittlichen Luftdruckverteilung herrscht
im Jahresmittel über der Nordsee ein Gradient nach
2f 13° W, was für eine Breite von 56° eine Luftströ-
mung nach N63° 0 oder ONO zur Folge haben mü&te.
An der ostenglischen Küste ist das ein ablandiger Wind,
dessen Trift von N her, um Schottland herum Wasser
aspiriert. Dagegen kann diese Trift im südlichen Teil
der Nordsee sich freier entfalten und in der That ent-
sprechen die Triftbahnen von vielen Flaschen und Wrack-
stücken, deren Ausgangspunkt auf der Höhe der Rhein-
mündungen lag, dieser Stromrichtung. Weiter in die
deutsche Bucht hinein wendet der Strom nach N. Von
sämtlichen Feuerschiffen derselben wurden alltäglich mehrere
Monate hindurch Flaschenposten über Bord gesetzt, und
von 244 wiedergefundenen Flaschen waren angetrieben:

14 an der W- und iV-Küste von Norwegen,

3 „ „ S- und SO- „ „ „

5 „ JF-Küste von Schweden,
25

v> ii W^-Küste Jütlands und der davorliegenden Inseln,
134 „ Jf-Küste von Schleswig-Holstein u. d. davorlieg. Inseln,
39 „ ,. .y- Küste von Deutschland „ ,, „ „
5 „ niederländischen Küste,

3 n vi englischen Ostküste,
2 ,, schottischen „

4 auf Helgoland,

10 wurden in See, davon 7 nördl. 58° Br. gefunden.

Weiterhin ergibt sich nach den dänischen Beobach-
tungen auf Horns Riff-Feuerschiff eine merkliche Be-
schleunigung des dort nach NNW setzenden Ebbestroms,
und die durchschnittliche Richtung des daraus berechneten
Stroms war 1880 und 1881 N 38» W mit einer Ge-
schwindigkeit von 4,1 Seemeilen in 24 Stunden.

Dieser Nordstrom setzt aber nicht direkt hinüber
zur norwegischen Küste. Wie schon in den südlicheren

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464

Strömungen der Nordsee.

Teilen der Nordsee stetig von dieser Strömung Wasser
quer über, die Wasserfläche hinüber von W her aspiriert
wird, so kommen im Skagerrak Verhältnisse zustande,
welche die Bewegung von Hanstholm ab sehr entschieden
nach 0 ablenken. Es ist das die Folge des Ostseestroms.
Wie oben bemerkt (S. 300), setzt aus den dänischen
Straßen im allgemeinen ein sehr schwach salziger Strom
nordwärts hinaus. Dieser wird aber durch die herrschende
Windrichtung, und weil er ein „freier" Strom ist, durch
die Rotationskraft schon von Marstrand ab an die schwe-
dische Küste hinübergedrängt, wo er im Abstände von
4 bis 6 Seemeilen vom Lande selbst bei ruhigem Wetter
eine Stärke von über 24 bis 48 Seemeilen in 24 Stunden
erlangt, bei Südweststürmen sogar das Drei- bis Vierfache.
Dieser kräftige Nordstrom wendet sich dann an der nor-
wegischen Küste von den Koster-Inseln ab westlich und
äuteert sich daselbst, wieder in einiger Entfernung vom
Lande, als sehr starke Strömung, die im Maximum nach
norwegischen Angaben schon 80 bis 100 Seemeilen in
24 Stunden erlangt haben soll. Hier geht der Strom,
wie man sieht, gegen den herrschenden Wind, und nur
wenn es stark aus W oder SW stürmt, kann nach Vibe
der Strom vorübergehend nach O umsetzen. Den See-
fahrern ist der Strom wohlbekannt. Mit gerefften Segeln
können sie, nach Mohn, gegen den Südwestwind auf-
kreuzend, die Strecke vom Christianiagolf bis Lindesnes
in wenigen Tagen zurücklegen. Auf diesem Wege empfangt
übrigens der Strom noch norwegisches Landwasser aus
den dort mündenden zahlreichen Flüssen. Aus alledem
ist die starke Niveauerhöhung, welche die Dichtigkeits-
fläche an dieser Strecke zeigt, wohl erklärlich.

Dieser norwegische Strom aber wirkt mächtig aspi-
rierend auf die Nordsee ein. Der cimbrische Nordstrom
wird an der jütischen Nordküste, durch salzreiches Nord-
seewasser von W her verstärkt, nach O abgelenkt und
umströmt Kap Skagen mit beachtenswerter Kraft: nach
einjährigen Beobachtungen auf dem dort liegenden Feuer-
schiff ergeben sich als vorherrschende Richtungen und
Stromstärken für 24 Stunden:

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Die Strömungen der Nordsee und Ostsee. 465

37 Proz. Strom nach 0, Stärke 33,6 Seemeilen,

18 „ „ „ NO, „ 26,4

34 ^ „ N, „ 31,2 „

7 „ „ „ anderen Richtungen,

4 „ Stromstillen.

In jeder zehntägigen Beobachtungsperiode kamen Ge-
schwindigkeiten von 48 bis 72 Seemeilen vor. — Aus
den Stromrichtungen ist zu entnehmen, daß auch im
Skagerrak der norwegische Strom stetig Wasser aus S
über die schmale Straße hinüber aspiriert. Nach den
Aräometerbestimmungen bei Skagen scheint sogar damit
ein Auftrieb von salzigem Wasser aus der Tiefe ver-
bunden, denn je massiger und reiner das Ostseewasser
aus dem Kattegatt an der Oberfläche entströmte, desto
salziger war das Wasser in der Tiefe von 38 m (Segel-
handbuch für die Nordsee S. 76). — Auch diese Nord-
seeströmungen sind also, wie man sieht, außer von den
lokalen Winden noch von Dichteunterschieden und den
Bewegungen der Nachbarmeere beherrscht.

Von den Strömungen im Bereiche der eigentlichen
Ostsee ist wenig bekannt. Im Sommer, wo die Land-
wasser reichlicher vorhanden sind, und im Winter bei
ruhigem Wetter setzt ein kräftiger Nordstrom durch den
Sund und aspiriert in seine trichterförmige Südöffnung das
Wasser, an der schwedischen Küste entlang bis nach Born-
holm hin zurückgreifend. Hingegen scheint es, als- wenn
an den deutschen Küsten der entsprechende Kompen-
sationsstrom nach 0 mit einer nördlichen Komponente,
entsprechend der vorherrschenden Windrichtung, auftritt;
es geht das aus der Verbreitung des Salzgehalts hervor
und der nach gleicher Richtung erfolgenden Verschiebung
der Wandersände. An einzelnen Molenhäfen der pom-
merschen Küste ist gelegentlich der Oststrom so stark,
daß die Schiffe bei der Aus- oder Einsegelung dem Ruder
versagen und an den Molenköpfen Beschädigungen er-
leiden. — Im Winter dagegen und überhaupt bei unruhiger
Witterung wechselt der Strom mit dem Winde. — Für
die Ostsee scheinen übrigens die Daten genügend vor-
Krümmel, Ozeanographie II. 30

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466 Bie Strömungen des Mittelländischen Meeres.

handen, um nach Mohns Methode die Dichtigkeitsfläcbe
zu ermitteln, die hier für die Strömungen vor allen maß-
gebend ist.

4. Die Strömungen im Mittelmeer sind zuerst
im Ueber blick von Smyth {Mediterranean p. 161 f.) be-
handelt worden, für einige Küstenstriche gaben später
Cialdi, Theob. Fischer und der Mediterranem Pitä
der britischen Admiralität ausführliche Aufschlüsse.

Wir sahen, wie an der Oberfläche in der Gibraltar-
stra&e ein Oststrom aus dem Atlantischen Ozean in das
Mittelmeer eintritt: ein wahrer Gefällestrom, als solcher
der Rotationskraft folgend und darum nach rechts an die
afrikanische Küste hinüberdrängend. Die mittlere jähr-
liche Luftdruckverteilung über dem Mittelmeer ist noch
mangelhaft bekannt, aber gesichert erscheint der höhere
Barometerstand über Spanien und Südfrankreich im Ver-
gleich zu demjenigen über dem hesperischen Becken des
Mittelmeers. Daraus ergeben sich die bekanntlich sehr
dauerhaften NW' Winde, welche die Küste Kleinafrikas be-
streichen und eine Fortführung des atlantischen W r assers
nach Osten hin, auf Sizilien zu, besorgen.

Im Übrigen scheint mir Partsch das Rechte getroffen
zu haben, wenn er über Jen abgegliederten Teilen des
Mittelmeeres jedesmal eine cyklonale Bewegung in der
Atmosphäre sich entwickelt denkt. Es würde das ent-
sprechende Triftbewegungen im Wasser zur Folge haben.
Indes ist wieder aus allen vorliegenden Berichten sehr
übereinstimmend zu entnehmen, dafc die Strömungen etwas
außerordentlich Wechselvolles sind und die Navigation
nur mit der Trift, die der jedesmalige Wind erzeugt, zu
rechnen pflegt. So besteht denn vielleicht nicht einmal
für die Hälfte aller Fälle die kreisende Wasserbewegung,
welche Smyth für das Mittelmeer angegeben hat. Nach
ihm und neueren Quellen würde sie so verlaufen, daß der
atlantische Strom auch südlich an Sizilien und Malta vor-
bei auf Barka zu setzt, und einen Neerstrom in der Bucht
der beiden Syrtcn erzeugt. Weiter an der Küste der
Marmarica östlich setzend, bedroht er mit seinen Wander-
sänden die Einfahrt in den Molenhafen von Port Said,

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1

Die Strömungen im Aegäischen und Adriatischen Meer. 467

wendet dann an der syrischen Küste nach A r , wo er schon
den phönizischen Seefahrern die Ueberfabrt nach Cypern
hinüber erleichterte, und, entsprechend der cyklonalen
Luftbewegung im levantinischen Becken des Mittelmeers,
entlang der Südküste Kleinasiens nach Westen.

Im griechischen Archipel und Aegäischen Meer haben
wir etwa ein ähnliches Strombild wie in der Nordsee.
Der leichtes Wasser führende Strom der , Dardanellen
stößt aus der SW- Richtung rechts abdrängend auf Lem-
nos, welches er zu beiden Seiten umströmt. In der thra-
kischen Bucht nördlich der Linie Athos-Imbros entsteht
dadurch ein Neerstrom. Von Lemnos setzt dann der
Hauptstrom, mehr und mehr durch die Rotationskraft und
die vorherrschenden jVÖ-Winde westlich gedrängt, nach £,
ist in den Kanälen zu beiden Seiten von Andro, nament-
lich nach Tino hin durch Verengung des Strombettes,
ziemlich kräftig und vereinigt sich im Bereiche der Cy-
kladen mit der von Kleinasiens Südküste herüberkom-
menden westlichen Wasserverschiebung, die auch Kretas
Küsten beherrscht. Bei Kap Malia und Matapan drängt
der Strom dann mit der Geschwindigkeit von einer See-
meile stündlich nach W. Aehnlich wie an der Osteng-
landküste zieht sich an der Ostküste Kleinasiens, durch
Aspiration erweckt, ein Nordstrom hinauf, der aber eben-
falls dem primären Strom im W des Archipels stetig quer
hinüber Zufuhr sendet, zwischen den Inseln und Halb-
inseln aber lokal sehr beträchtliche Ablenkungen erfahrt.
(Nach Mediterranean Pilot IV, p. 4 bis 7).

Im Adriatischen Meer geht an der dalmatinischen
Küste der Strom nach N, an der italienischen schon im
Golf von Venedig mit Wandersänden beladen, nach Süden.
Unklar sind die Stromverhältnisse an den Südküsten Ita-
liens und im Tyrrhenischen Meer, auch von der südfran-
zösischen Küste liegen widersprechende Nachrichten vor,
welche nur die eine sichere Thatsache enthalten, daß
westlich von dem Rhouedelta bis Cette der Küstenstrom
noch westlich setzt. Weiterhin ist jedoch aus der Kon-
tinuitätsbedingung zu folgern, daß wenigstens an der
spanischen Mittelmeerküste der Strom nach SW gehen

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468

Die Strömungen des Indischen Ozeans.

muß, aspiriert vom kleinafrikanischen Oststrom und diesem
südwärts stetig die Hand reichend.

5. Die Strömungen des Indischen Ozeans.

Wenn wir uns nunmehr der Darstellung der Strom-
bewegungen auch der anderen Ozeane zuwenden, so werden
wir uns hier in den meisten Fällen kürzer fassen können,
weil die theoretischen Betrachtungen und Versuche einer
Erklärung oder gar einer synthetischen Konstruktion der
Strömungen sich meist durch Hinweise auf analoge Vor-
gänge im Atlantischen Ozean und dessen Nebenmeeren
werden vermeiden lassen. Ueberdies ist die Kenntnis von
der Luftdruckverteilung über dem Meer, wie von der Dichte
im Wasser auch für den Indischen Ozean wie für seine
Nebenmeere noch eine ziemlich lückenhafte.

1. Der ludische Ozean ist in seinen nordhemisphäri-
schen Teilen der Schauplatz von sehr klar ausgebildeten
Monsunbewegungen in der Luft, und dementsprechend
auch im Wasser. Deshalb mußte auf der Uebersichts-
karte eine doppelte Darstellung der Strömungen erfolgen,
die im Arabischen und Bengalischen Golf, sowie in der
Chinasee im Sommer diametral entgegengesetzte Richtungen
verfolgen wie im Winter. Nach den Stromkarten von
Evans und Findlay, die indes nur auf der Kombination
einzelner Daten beruhen, bewegt sich zur Zeit des Nord-
ostmonsuns das Wasser im Bengalischen Golf im allge-
meinen nach Südwesten entlang der Koromandelküste.
während der ablandige Wind an der barmanischen Küste
Wasser von SO her aspiriert. Der Strom ist inmitten
des Golfs daher allgemein westlich. Bei Ceylon wird er
seitlich eingeengt und nimmt im 0 und S der Insel Ge-
schwindigkeiten an, welche gelegentlich 80 Seemeilen in
24 Stunden übersteigen und als deren Maximum Evans
108 Seemeilen verzeichnet. Ganz analog sind im Arabi-
schen Golf an der Malabarküste mäßige nordöstliche, an
derjenigen Belutschistans westliche, der arabischen Küste
südwestliche Stromversetzungen vorherrschend. Im freien
Wasser scheint die Trift nach SW zu überwiegen.

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Jlonsnnströme.

■109

Der Nordostmonsun treibt das Wasser in den Golf
von Aden hinein und somit auch durch die Straße von
Perim ins Rote Meer. An der nördlichen Küste von
Somaliland erscheint ein Neerstrom. Südlich von Socotra
geht die Trift mehr nach SW zur afrikanischen Küste
hinüber und bewirkt an dieser entlang bis über den
Aequator hinaus Versetzungen, welche meist 24, vielfach
48 und 60 Seemeilen im Etmal erreichen (s. oben S. 327).

Zur Zeit des Südwestmonsuns ist die Bewegung
im Arabischen Meer vorherrschend nordöstlich; dieser
Strom, an der Südküste Arabiens entlang setzend, bedingt
im Golf von Aden wieder an der Nordseite des Somali-
lands einen westlichen Reaktionsstrom, ebenso bewirkt er,
daß das Wasser des Roten Meers sich wieder nach S
ergießt, was sogar bis in den Suezkanal hin wirksam
wird, dort südlichen Strom aus dem Mittelmeer erzeugend.
An der Malabarküste geht der Strom mit zunehmender
Geschwindigkeit nach Ä, bei Ceylon abermals das Maxi-
mum derselben erlangend mit 48 bis 78 Seemeilen (nach
Evans). Im Andamanischen Meer wird der Stromvorgang
sehr wechselvoll ; es scheint als wenn die Hauptmasse des
angestauten Wassers um die Nordwestspitze Sumatras
herum nach S sich wendet.

2. Im südhemisphärischen Teil haben wir analog dem
südlichen Aequatorialstrom des Atlantischen Ozeans zwischen
7 ö und etwa 20 0 S. Br. ebenfalls eine westlich setzende
Aequatorialströmung. Zur Zeit des Südwestmonsuns
durchströmt sie den Chagosarchipel, im Nordwinter da-
gegen scheint sie sich mehr nach S zu ziehen. Die Ge-
schwindigkeiten sind zwischen 12 und 30 Seemeilen, bis
zu 60 ansteigend, verzeichnet. Indem diese große West-
bewegung zunächst auf Madagaskar trifft, wird sie durch
die Insel geteilt. Nordwärts von 20 0 S. Br. scheinen die
Stromfaden nach A r , südwärts davon nach S auszuweichen;
jedenfalls herrscht an der Nordspitze der Insel ein kräftiger
(18 bis 48 Seemeilen laufender) Strom, der das Kap
d'Ambre von SO her nach W umspült. Nordwärts hier-
von, im Südwestmonsun sogar bis zu den Almiranten und
Seychellen hin, herrscht der ungestörte Weststrom, der

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470

Die Strömungen des Indischen Ozeans.

in die weite Bucht von Sansibar hineingelangend mehr
und mehr nach N umbiegt und zur Zeit des Südwest-
monsuns dem Triftstrom des Arabischen Meeres Zufuhr
gewährt, im Nordostmonsun aber den gleich zu beschrei-
benden Aequatorialgegenstrom speist. Ein anderer Teil
des um Madagaskar gelangten Wassers strömt aber nach
S ab, Kap Delgado in ca. 10° S. Br. ist die Stromscheide,
um in den Mosambikkanal einzutreten. Da der herrschende
Wind eine auflandige Komponente enthält, drängt er
den Strom mehr auf die festländische Seite hinüber und
bewirkt an den vorspringenden Punkten derselben lokale
Verstärkungen, welche der Schiffahrt seit mehr als zwei
Jahrtausenden bekannt sein dürften (s. oben S. 328).
Nach den Zusammenstellungen der Seewarte (Ann. d.
Hydr. 1886, Taf. 14) kommen namentlich südlich von
Mosambik und beim Kap Corrientes Versetzungen von
Über 40 bis zu 69 Seemeilen in allen Jahreszeiten vor.
Entlang der Westküste von Madagaskar setzt ein Neer-
strom nordwärts, beim Kap St. Andre' ebenfalls gelegent-
lich 48, im Maxiraum 59 Seemeilen in 24 Stunden er-
langend. Vom Mosambikstrom links abkurvendes Wasser
unterhält diese nicht auf allen Karten verzeichnete Strömung.

3. Unter dem Aequator entsteht die hauptsächlich
der Kompensation im Rücken des großen Weststroms
dienende östliche Aequatorialgegenströmung. Wäh-
rend des Nordostmonsuns funktioniert sie auch als Kompen-
sator im Rücken der nordhemisphärischen Westbewegung
und ist alsdann unmittelbar der Guineaströmung zu ver-
gleichen. In dieser Zeit herrscht sie, ungefähr im Be-
reiche des sogenannten Nordwestmonsuns (des nach Ueber-
schreitung des Aequators durch die Erdrotation nach links
gedrehten Nordostmonsuns) und der in demselben über-
aus häufigen Stillen in der Zone etwa zwischen 7 0 S. Br.
und dem Aequator, von den Almiranten im lf r bis Sumatra
im 0. Nach Evans tiberschreitet sie den Aequator in
der Gegend der Maldivgruppe, deren südlichste Atolle
dann im Oststrom liegen, während die nördlicheren (jen-
seits 2,5 0 N. Br.) im Weststrom sich befinden. An der
Küste von Sumatra und am Mentawiearchipel wendet der

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Der Agulhasstrom.

Strom nach auf der Höbe der Sundastraße nach S ab.
Seine Stärke beträgt im Mittel etwa 12 bis 18, im Maxi-
mum bis zu 54 Seemeilen in 24 Stunden.

Während des Südwestmonsuns herrscht unter dem
Einflute dieses Windes die Ostbewegung im ganzen Indi-
schen Ozean nördlich von 4° bis 5° S. Br., indem die
Nordkante des Aequatorialstroms etwa bei den Seychellen
in die Südkante dieses Gegenstromes umbiegt und wieder-
um unter der Küste von Sumatra in den Rücken des
ersten zurückkehrt. Unter dem Aequator sind dabei Strom-
geschwindigkeiten von mehr als 48 Seemeilen sehr häufig
gefunden, im Maximum bis zu 72. Auch hier scheint
die Verengung der Stromstratöe durch das Vortreten der
Insel Ceylon eine Beschleunigung des Stroms zu bewirken,
die bis über den Aequator hinaus fühlbar wird.

4. Der Agulhasstrom ist die unmittelbare Fort-
setzung des Mosambikstroms. Ohne Frage ist derselbe
eine der interessantesten aller Stromerscheinungen im
Ozean, und wie er schon seit den Tagen der portugiesi-
schen Entdecker bekannt ist, so ist auch über denselben
eine der ersten Monographien unter allen Meeresströmun-
gen geschrieben und zwar von Renn eil (Philosoph. Trans-
actions 1778). Es folgte darauf die aus den Schiffs-
journalen geschöpfte Darstellung von Andrau (1857
herausgegeben vom Meteorologischen Institut in Utrecht),
die erst neuerdings durch eine sehr ausführliche Unter-
suchung Toynbees tiberholt wurde (s. den Auszug in
Ann. d. Hydr. 1883, 63). Das Strombild gestaltet sich
danach folgendermaßen.

Der Agulhasstrom bewegt sich südlich von Kap
Corrientes in der Richtung nach SW mit erheblicher
Geschwindigkeit fort; das Maximum liegt zwischen 80
und 110 Seemeilen in allen Monaten. Als mittlere Ge-
schwindigkeit im wärmsten Monat (Februar) findet T oy n b e e
51 Seemeilen, im kältesten Monat (Juli) 46 Seemeilen
in 24 Stunden. — Dabei hält der Strom sich auch süd-
wärts von 31 0 S. Br. außerhalb der von da an breiter
werdenden Küstenbank, höchstens überspült er ihren Rand.
Auf der Bank selbst aber kurvt das Wasser nach rechts

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472 Die Strömungen des Indischen Ozeans

ab und bildet schließlich einen Neerstrom (backdrift\
der, obwohl schwächer als der Agulhasstrom , immerhin
für die Navigation an diesen Küsten nicht ohne Bedeutung
ist. Kapitän Gordon fand, als er an der südöstlichen
Ecke der Bank in 100 Faden Tiefe ankerte, den Strom
mit einer Stärke von einer Seemeile stündlich nach NO
setzend; 20 Seemeilen weiter nach Süden wurde dann der
gewöhnliche Strom nach SW gefunden. Schiffe, welche
beide Strömungen abwechselnd passieren, nehmen als
Stromversetzung nur den Effekt der Stärkeren wahr, weil
eben jene Neer nur */t bis 1 ;a der Geschwindigkeit des
Hauptstroms erreicht.

Bei weiterem Fortschreiten nach SW trifft der Agul-
hasstrom, der, aus tropischem Wasser bestehend, ein gegen-
über dem Nachbarwasser um 4° bis 5° wärmerer Strom
ist, auf einen nahezu in entgegengesetzter Richtung sich
bewegenden kalten Strom: die Fortsetzung der großen süd-
atlantlischen Ostströmung. Die Kollision oder Vereinigung
beider Wasserbewegungen ist es hauptsächlich gewesen,
welche durch die daraus folgende Nebeneinanderlagerung
warmer und kalter Wasserstreifen seit Alters die Auf-
merksamkeit der Seefahrer erregt hat. Der Agulhasstrom
zersplittert dabei, und zwischen die so divergierenden
Zungen wärmeren Wassers schiebt sich das kalte der
ostgehenden Strömung nach Toynbees Vergleich ein,
wie die Finger zweier in der Weise flach auf den Tisch
gelegter Hände, daß die Finger der einen Hand genau
zwischen die der anderen zu liegen kommen. Die Ost-
indien- und Chinafahrer, welche, aus dem Atlantischen
Ozean kommend, in der Nähe von 40 d S. Br. nach Osten
steuern („ihre Längen ablaufen*), treffen auf die großen
Temperatursprünge jedoch sehr häufig schon in 10° 0. Lg.,
während die Länge der Südspitze Afrikas, bis zu welcher die
Karten meist den Agulhasstrom führen, bekanntlich 20° O.
von Green wich ist. Die Unterschiede der in kurzen Fristen
notierten Temperaturen der Meeresoberfläche erreichen
zwar nicht ganz die hohen Beträge, wie sie südlich der
Neufundlandbank (15°) oder südöstlich derLaplatamündung
vorkommen ; aber Differenzen von 8 0 und darüber bei

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Der Agulhasstrom.

473

zurückgelegten Distanzen von 20 bis 30 Seemeilen sind
keineswegs selten.

Aus den Schiffsjournalen der Seewarte ließe sich eine reiche
Sammlung von solchen Beobachtungen zusammenstellen: einen
Auszug gab ich im „Segelhandbuch des Atlantischen Ozeans,
berausgeg. von der Direktion der Seewarte u S. 36 f. Die größte
Differenz war einmal 7,2° auf 8 Seemeilen Distanz. — Die am
weitesten nach SW und W gelangten Teile des Warmwasser-
stroms finden sich nach den deutschen Schiffsjournalen bisweilen
sogar westlich von 10° 0. Lg. Im Durchschnitt liegt diese
äußerste Grenze, wenn wir eine Differenz der Wasserwärme von
mehr als 1° C. innerhalb einer „Wache 4 * (4 Stunden) überhaupt
als „Sprung" notieren, im Mittel für 37 Reisen aus allen Jahres-
zeiten in 10,6° O. Lg., im Südwinter etwas westlicher (nach
13 Reisen in 10,0°), im Südsommer östlicher (nach 11 Reisen in
11,5°). Um ein Beispiel für dieses Phänomen zu geben, lasse
ich hier einen Auszug ans dem Journal Nr. 1317, Bremer Voll-
schiff „Kaiser", Kapitän Ruhase, folgen. Der Kurs des Schiffes

Datum |

Mittagsposition I

Wassertemperatur um

S. Br.

O. Lg.

4a

8»

Mitt.

4P

8P

12P

I

o

0

0

o

0

Mai 29

« 30
„ 31
Juni 1

" ?
« 3

:40°12'
40 44
40 49
40 18
40 23
40 22

4° 4'

11 56

15 53
20 32
25 39!
30 31

14,8
12,0
14,5
15,8
18,1

16,6
14.5
19.0
15.0
13.3

16,3
16,0
17,3

144
14,0

11.5
15.2
15.0
13,9
13.4
14,5

11.6
13.0
15.5
16,0
12,0
15,3

12,0
12.8
14,5
15,0
13,0
15,0

war während der dargestellten Tage fast genau östlich; die erste
beträchtliche Differenz wurde in der Frühe des 30. Mai beob-
achtet, während das Schiff in ca. 9° O. Lg. stand: die Wasser-
wärme stieg in 24 Stunden um 2,8°, fiel dann am Abend des
30. Mai wieder, stieg am 1. Juni. 8 Uhr früh plötzlich um 4,5°,
fiel bis Nachmittag 4 Uhr um 5,1° u. s. f. Kapitän Ruhase fand
den Seegang auf dem warmen Wasser stets hohler laufend als
im kalten, was jedenfalls der dem Winde entgegengesetzten Strö-
mung zuzuschreiben ist (s. oben S. 83). Wie sonst, so ist auch
hier das warme Wasser des Agulhasstroms durch tiefblaue, das
kalte durch grüne Farbe gekennzeichnet; ebenso stellen sich
Nebel über den kalten Streifen leicht ein, namentlich bei Nord-
winden. Ueber den Warmwasserstreifen ist die Luft diesig, im
ganzen Gebiet aber äußerst unruhig, zu Gewitterböen und Stürmen
geneigt. Auch scheint sich, wie in dem oben beschriebenen Ge-

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474 Die Strömungen des Indischen Ozeans

biet südöstlich von der Laplatamündung, über dem kalten Wasser
die Vogelwelt mit Vorliebe anzusammeln.

5. Die westaustralische Strömung ist eine der
Benguelaströmung ganz analoge Bildung. Sowohl auf den
Temperaturkarten, wie auf denen der Strömungen wird
sie Übereinstimmend als breite Nordströmung erkennbar,
welche freilich an Kraft und Konstanz sich mit der Agul-
hasströmung nicht messen kann. Evans gibt als Starke
derselben 1 8 bis 36 Seemeilen an, doch vermochte die Gazelle-
Expedition so gut wie nichts von ihr wahrzunehmen. Indes
gestattet die Spärlichkeit der vorliegenden Beobachtungen
noch nicht, etwa eine besonders geringe durchschnittliche
Geschwindigkeit für sie festzusetzen.

Wie wir oben (S. 315) schon aussprachen, ist diese
Strömung nicht durch die gleichen niedrigen Temperaturen
an ihrem Küstenrande ausgezeichnet, wie die analogen
atlantischen Phänomene sie zeigen. Wir bezeichneten
als Ursache dieses Verhaltens die abweichende Konfi-
guration des australischen Festlands, welche einem von
N und NO her kommenden warmen Strom entlang der
Küste einen Weg nach Süden und somit in den Rücken
des Südostpassats gestattet. Dieser Strom ist zwar auf
der Karte von Evans eingetragen; aus der Timorsee
kommend und in den Buchten Nordwestaustraliens Neer-
ströme entwickelnd, geht er nach SW, um anscheinend
bei der Dirk-Hartoginsel, dem westlichsten Punkte des
Festlandes, nach S umzubiegen und nach dem Befund der
Gazelle-Expediton IG Seemeilen in 24 Stunden nach SO
zu laufen (Ann. d. Hydr. 1876, 48). Wieweit südlich
aber dieser Strom vordringt, ist nicht festzustellen; Evans'
Karte kennt wohl noch in der Bucht von Perth einen
Fall von Südstrom mit 30 Seemeilen Stärke, während das
britische Segelhandbuch für Westaustralien (Australia Z>i-
rectory, III, 1881, 216, 220) nur nördliche Strömungen
als vorherrschend bezeichnet, welche durch entgegen-
gesetzte Stürme im Winter wohl umgewendet würden.
Diese Dinge sind also weiterer Prüfung durchaus bedürftig.

6. Der Oststrom oder die Westwindtrift der
höheren Breiten des Indischen Ozeans ist in jeder Be-

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Die Westwindtrift südlich 30° S. Br.

475

ziehung dem südatlantischen Verbindungsstrom vergleich-
bar. Wir sahen, wie letzterer östlich vom Greenwich-
Meridian in ca. 35 0 bis 40 0 S. Br. eine stark nördliche
Richtung annahm; so fand dann auch Toynbee, daß
derselbe bei seiner Vereinigung mit dem Agulhasstrom
als ein ausgeprägter Nordoststrom auftritt, der erst weiter
östlich in die reine Ostrichtung übergeht. Hier im Süden
von Afrika zeigt der Strom in seiner Geschwindigkeit eine
gewisse Schwankung nach den Jahreszeiten: im Süd-
sommer ist er kräftiger, als im Südwinter. Wir sahen
auch oben, nach den Beobachtungen deutscher Schiffs-
führer, die Warm wasserkontur dementsprechend im Süd-
winter weiter im W als im Südsommer. Ferner aber
fand auch Toynbee die Richtung im Sommer mehr nach
iV r , im Winter mehr nach 0 abweichend, worauf später
zurückzukommen sein wird.

Im weiteren Verlauf ist diese Ostströmung durch den
ganzen Indischen Ozean südlich 35 0 S. Br. gesichert. Von
den Felsküsten der Prinz-Edward- und Crozetinseln trägt
sie losgerissene Tangzweige weit hinaus nach 0, und Schiffe,
welche vom Kap nach Australien segeln, gewinnen bis
zur Baßstraße auf dem ganzen Wege durch diesen Strom
nicht selten 7 volle Grade in Länge, doch ist auch dabei
stetig eine nördliche Komponente in den Strom Versetzun-
gen enthalten. Daß diese große Ostströmung eine konti-
nuierliche Verbindung zwischen dem Kap-Horn -Strom und
dem Oststrom der Baßstraße repräsentiert, beweisen manche
Flaschentriften, von denen eine der berühmtesten der
Zettel Nr. 85 im Archiv der Seewarte enthält. Am
14. Juli 18G4 wurde dieser Zettel südlich vom Kap Horn
in 56° 40' S. Br., 66° 16' W. Lg. durch Dr. Neumayers
Diener an Bord der „Norfolk" in einer Flasche aus-
geworfen, die am 9. Juni 1867 bei dem Orte Jambuck
an der Küste von Victoria (Australien) in 38 0 20' S. Br. ,
142° 11' O. Lg. wiedergefunden wurde. Den mutmaß-
lichen Weg dieser Flasche verfolgend bestimmte Dr. Neu-
mayer deren mittlere tägliche Geschwindigkeit zu 9 See-
meilen. — Eine zweite Triftpost nahm ihren Ausgang
ron den südlich von Kerguelen gelegenenen Mc.-Donald-

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47G

Die Strömungen des Indischen Ozeans.

inseln, woselbst im Jahre 1859 in ca. 53° S. Br., 73 9
0. Lg. der Walfischfänger „Ely" scheiterte; ein Faß mit
Walfischthran, von diesem Schiffe stammend, wurde im
April 1861 von einem anderen Walfänger „Pacific* in
der Nähe der Chathaminseln in 43° 18' S. Br., 178° 56'
W. Lg. in See aufgefischt, nachdem es, ebenfalls nach
Dr. Neumayers Berechnung in 510 Tagen 4380 Seemeilen,
also täglich 8,5 zurückgelegt hatte (Pet. Mitt. 1868, 99).
Auch die Triftbahn dieses Fasses hat, wie man sieht, eine
stark nördliche Komponente. Dazu kommt noch als dritte
Trift Nr. 87 im Archiv der Seewarte, die von 43 0 S. Br.
19° 0. Lg. (also südlich vom Kapland) ausgehend, eben-
falls an der Küste von Victoria in Australien strandete.

In seiner nördlichen Hälfte ist dieser südindische
Oststrom nicht nur südlich vom Kapland, sondern noch
bis 2500 Seemeilen Östlich vom Meridian des Nadelkaps,
bis in die Längen von Kerguelen in 38° bis 44 °S. Br.
ausgezeichnet durch seine örtlich schnell wechselnde Wasser-
wärme. Der oft erwähnte englische Atlas der Oberflächen-
temperaturen läßt, ebenso wie die älteren holländischen
Zusammenstellungen, diese Zone abwechselnd warmer und
kalter Wasserflecken bis nach etwa 70 0 bis 75 0 O. Lg.
reichen; nach den Schiffsjournalen der Seewarte sind so-
gar sehr häufig dabei die Temperaturgegensätze in 65 *
bis 75° Länge größer und schroffer, die angetroffenen
Wärmegrade erheblich höher, als zwischen dieser Region
und dem eigentlichen Agulhasstrom.

Das deutsche Schiff „Vega", Kapitän Leopold, fand im
August 1881 in ca. 43° S. Br., 69° 0. Lg. auf 11 Seemeilen Ab-
stand die Temperatur mehrfach um 2° und 3° sich ändernd und
von einer Wache zur anderen von 10,7° auf 6.5° fallend, gleich
darauf bis 11,0° und 12,7° steigend; erst östlich von 74° O. Lg
sank die Wasserwärme wieder vorübergehend auf 8°, erhob sieb
in einer Stunde (bei 10 Seemeilen Fahrt) wieder auf 11°, auf
welcher Höhe dieselbe dann weiterhin sich erhielt. — Der britische
Atlas der Temperaturen ergibt für die Zweigradfelder zwischen
42° und 44° S. Br. in 40° bis 80° 0. Lg. in den vier dargestellten
Monaten nachstehende Temperaturmittel:

Die Westwindtrift südlich 30° S. Br.

477

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Es geht daraus hervor, daß öst-
lich von 58° 0. Lg. eine neue Zufuhr
wärmeren Wassers von Norden her sich
geltend macht, und wir leiten, wie zu-
erst Andrau auf seiner Uebersichts-
karte der Meeresströmungen südlich
vom Kapland es auffaßte, dasselbe von
dem oben erwähnten, an Madagaskars
Ostküste nach 8W sich abzweigenden
Teil des Passatstroms her (vgl. Zeit-
schrift f. allgem. Erdk. N. F. VI, 1859,
Taf. 1). Dieser wendet sich nach S und
SO, um in den Längen östlich 58 0 0.
von der Westwindtrift der höheren
Breiten in Empfang genommen zu
werden.

Die auffallende Erscheinung, daß
sich hier wie im Agulhasstrom der-
artige Temperaturgegensätze auf so
engem Raum so kontinuierlich erhalten,
ohne durch lokale Strömungen sich
schnell gegenseitig auszugleichen, findet
nach Frhr. v. Schleinitz darin seine
Erklärung, daß die absolute Dichte

(j^fa) dieser so verschieden tempe-
rierten Wasserflecke doch fast genau
die gleiche ist. Das von S kommende
kältere Wasser kompensiert seinen ge-
ringeren Salzgehalt durch die niedrige
Temperatur, das Wasser des Agulhas-
stroms umgekehrt die hohe Tempe-
ratur durch den hohen Salzgehalt. So
fand derselbe:

bei 36° 0. Lg. und 42,4° S. Br. die Tempe-
ratur 9,4 °, den Salzgehalt 84,6 Promille;

bei 36° O. Lg. und 44,1° S. Br. die Tempe-
ratur 5,5°, den Salzgehalt 33,9 Promille.

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478

Die Strömungen des Indischen Ozeans.

-

Die Dichte ySj^j war bei beiden Proben = 1,0277

(Ann. d. Hydr. 1875, 410).

Seitdem Dr. Neumayer auf seiner physikalischen
Karte der Südpolarregionen einen warmen Strom aus der
eben berührten Region noch weiter südwärts geführt hat
über Kerguelen und die Mc. -Donald-Inseln hinaus in das
antarktische Gebiet hinein, pflegen alle deutschen Strom-
karten dieses Bild zu acceptieren. Dr. Neumayer folgerte
diesen relativ warmen Südstrom aus der notorischen Ar-
mut an Eisbergen in den höheren Breiten südwestlich
von Kerguelen, wie dies auch in dem Verlaufe der Eis-
grenze zum Ausdruck kommt, welche in den Längen von
Kerguelen bis 61 0 S. Br. zurückweicht, während weiter
im W und 0 sie in viel niedrigere Breiten zu verlegen
ist (Ztschr. d. Ges. f. Erdk. zu Berlin VII, 1872, 150 f.).
Auch aus den wenigen Schiffsjournalen, welche der deut-
schen Seewarte von solchen Australienfahrern vorliegen,
deren Kurs über 50° S. Br. hinausging, lassen sich In-
dizien für eine etwas höhere Temperatur zwischen (30°
und 70° O. Lg. entnehmen; indes bedarf *diese Frage einer
sehr umständlichen Untersuchung, ehe sich ein Urteil
darüber wird abgeben lassen.

Aus den Beobachtungen der Challenger-Expedition berechnet
sich für die Fahrt zwischen 45,5° O. Lg. bis zu den Crozetinseln
(immer zwischen 46° und 47° S. Br.) aus 4 Tagen eine mittlere
Stromrichtung nach S 55° 0 und eine durchschnittliche Strom-
stärke von 14 Seemeilen. Von den Crozetinseln aber nach Ker-
guelen wurde im Mittel aus drei Tagen das Schiff nach X 34° O
(NOzN) mit einer durchschnittlichen Stärke von 15 Seemeilen
versetzt. Zwischen Kerguelen und den Mc.-Donald-Inseln herrschte
mäßiger Nordweststrom, südwärts davon aber bis 61° S. Br. in
80° 0. Lg. entschiedener 0A r 0Strom mit 19,5 Seemeilen Stärke,
noch südlicher wieder sehr schwacher Weststrom.

Die Befunde der Gazelle-Expedition , über welche Freiherr
v. Schleinitz (Ann. d. Hydr. 1875, 412 f.) in sehr lehrreicher
Weise Bich ausführlich äußert, geben ebenfalls kein entscheidendes
Resultat; immerhin sind in der Nachbarschaft von Kerguelen
doch auch südliche Strömungen, sowohl an der Oberfläche, wie
in geringen Tiefen damals einigemal gefunden worden. Die Eis-
armut der Kerguelensee erklärt sich nach Freiherrn v. Schlei-
nitz vielleicht durch das Vorhandensein eines wenig Eis erzeu-

I

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Die Westwindtrift südlich 30° S. Br.

genden Meeresteils im SW. — Dagegen hält er weiter im 0 das
Auftreten einer relativ warmen Südströmung für wahrscheinlicher,
wo auch Roß in ca. 48° S. Br., 83 V 0. Lg. die Wasserwärme
schnell von 2,8° auf 6,7° steigen und sich einen Tag lang weiter
östlich auf gleicher Höhe halten sali (24. und 25. Juli 1840).

Bei Kap Leeuwin tritt eine Teilung dieses Oststromes
ein, indem ein Arm nach N zur westaustralischen Strö-
mung ablenkt, während die Hauptmasse den Weg nach 0
fortsetzt. Auf der Höhe von King George Sund läuft
der Strom oft 36 Seemeilen in 24 Stunden, in der großen
Australbucht ist er schwächer. In der Baßstraße, wo indes
Gezeitenströme ihn zeitweilig verdecken, rechnet man noch
auf 24 Seemeilen, ebenso groß ist die Geschwindigkeit
bei Kap Howe, dem südöstlichen Vorgebirge Australiens,
und die Richtung fortgesetzt östlich (Axtstralia directory I,
1876, 576). Grade dieser starke aus der Baßstraße her-
vorbrechende Oststrom leitete zuerst den Admiral Hunter
auf den Gedanken, daß eine Oeffnung zwischen Tasma-
nien und Neusüdwales vorhanden sei. Nach Evans setzt
der Strom, Tasmanien auch im Süden umfließend, in breiter
Entwicklung in den Südpazifischen Ozean hinein, wo wir
ihn später in seiner Fortsetzung aufsuchen werden.

Während die übrigen Strömungen des Indischen
Ozeans der Erklärung geringe Schwierigkeiten bereiten,
denn teils sind es Monsunströme, teils genaue Abbilder
der stidatlantischen, so ist in der großen Ostströmung der
höheren Breiten doch einiges rätselhaft. So die tiberall
erkennbare nördliche Komponente in der vorherrschenden
Stromrichtung, welcher Umstand einst Petermann ver-
anlaßte, auf seiner Stromkarte der Südpolarregionen süd-
lich 40 0 S. Br. überhaupt lauter iVO-Strom einzuzeichnen,
was mit der Kontinuitätsbedingung nur in Einklang zu
bringen wäre, wenn auf submarinem Wege der erforder-
liche Ersatz beschafft würde. Toynbee ist der Ansicht,
da& in dieser Neigung des Stroms, von 0 nach NO ab-
zuweichen, eine Rückwirkung der Schmelzwässer hoher
Breiten zu erblicken sei ; denn im Sommer sei der Strom
durchweg nicht nur stärker, sondern setze auch nördlicher
als im Winter: eine Hypothese, die sehr ansprechend

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480 Die Strömungen im Australasiatischen Mittelmeer.

genannt werden muia. Aus dem Verlauf der submarinen
Isothermfläche von -f- 1 0 C. zwischen Kerguelen und dem
antarktischen Polarkreis (Wild, Thalassa p. 90 und Taf. 13;
Segelhandb. f. d. Atl. Ozean S. 38) ließe sich in der
That für die Tiefe von 200 bis 300 m ein ausgeprägter
Abfluß kalten und leichten Schmelzwassers von der Pack-
eiskante nordwärts ablesen. Dieser Strom erfaßt die
Eisberge und drängt sie entlang den Meridianen in niedere
Breiten ; die Rotationskraft würde die Richtung derselben
sogar zu einer westlich von N liegenden machen müssen.
Wenn die thatsächliche Bahn derselben wie dann auch
der Strömung selbst nach NO führt, so bewirken das die
Winde, welche in diesem ganzen Gebiet wie im Südat-
lantischen Ozean unter gleicher Breite mit großer Kraft
die Meeresoberfläche nach SO bis OSO treiben. In der
Tiefe scheint unterhalb 400 bis 500 m kein Unterschied
in den Dichten zwischen den Gewässern dieser hohen
Breiten zu bestehen. Um indes diese Darlegungen aus
dem Gebiete des Hypothetischen zu erheben, würden vor
allem reichlichere und sorgfaltigere Untersuchungen der
Wärme- und Dichteschichtung in den Meeren jenseits 50 "
S. Br. erforderlich sein.

7. Die Strömungen des Australasiatischen Mit-
telmeeres lassen sich vielleicht denen des Indischen Ozeans
am leichtesten anschließen, weil sie einen ausgeprägten
Monsuncharakter zeigen, gleich den Bewegungen in der
Atmosphäre. Wenigstens in der Chinasee zwischen Borneo
und Formosa alternieren die Strömungen semesterweise dem
Monsun folgend, dabei an den vorspringenden Landspitzen
bis zu sehr beträchtlichen Stärkegraden anwachsend. (Vgl.
die Darstellung derselben durch Kapitän Wagner, Ann.
d. Hydr. 1876, 280 und Kapitän Polack in seinen Segel-
anw. für die Fahrten in den chinesischen Gewässern.
Hamburg 1868). In den flacheren Gebieten indes ver-
decken die Gezeitenströmt den Meeresstrom vielfach bis
zur Unkenntlichkeit, und zwar gilt das nicht nur für die
Küstenzone und die Meeresstraßen, sondern auch für die
isoliert aus tieferem Wasser aufsteigenden Untiefen.

Im Nordostmonsun wird, um den Südweststrom im

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Die Strömungen der Chinasee.

481

Gange halten zu können, Wasser durch die Formosastraße
aus dem Tung-hai, und südlich von Formosa aus dem
Pazifischen Ozean, hier aus dem Kuro-Shio, herangezogen.
Andrerseits dringt leewärts das an Malaka und Sumatra
angestaute Wasser durch die Malakastralie nach NW ins
Andamanische Meer, durch die Sundastrafie in den In-
dischen Ozean.

Im übrigen herrscht alsdann in der eigentlichen
Chinasee, die wir uns im SW durch eine Linie von Pulo
Obi nach den Natuna- Inseln abgegrenzt denken wollen,
ein nahezu vollständiger Kreislauf. Mit 20 bis 40 See-
meilen Geschwindigkeit strömt das Wasser an der Süd-
küste Chinas nach WSW, zwischen den Pratas und Pa-
racel-Riffen nach SW auf die Küste von Annam zu. An
dieser wird der Strom eingeengt und erreicht südlich von
Kap Varela, namentlich aber auf der Höhe von Kap Pa-
daran, Geschwindigkeiten, welche 50 bis 80 Seemeilen
täglich erlangen können. Bei den Sapata-Inselu, die am
Rande der hier nur ca. 80 bis 90 m tiefen Lotungsbank
liegen, wird der Strom an seiner linken Flanke abgelenkt,
erst nach S, dann schnell nach $0, O und ONO. Nach
den Angaben von Kapitän Polack bildet er sogar um
einen Punkt in ca. 9° N. Br. , 110° O. Lg. einen aus-
geprägten Wirbel von etwa 180 Seemeilen Durchmesser,
zwischen den Sapata - Inseln und den Prinz von Wales-
und Vanguard-Bänken. Das in dem riffreichen Korallen-
meer östlich von diesem Wirbel mit Vermessungen be-
schäftigte Kriegsschiff „Rifleman* fand daselbst den Strom
immer gegen den Monsun laufend ; und ebenso setzt im
iVö-Monsun entlang der Nordwestküste von Borneo, der
Westküste von Palawan und der Philippinen der Strom
mit 15 bis 25 Seemeilen Stärke im allgemeinen immer
nach A r , indem er zwischen Kap Bojador und den Pratas-
riffen nach NNW und TFinden Hauptstrom zurücklenkt.
— Der Strom beschreibt also, abgesehen von dem lokalen
Wirbel bei Pulo Sapata, einen vollen Kreislauf in der
ganzen Chinasee, mit einer Drehung gegen den Zeiger
der Uhr.

Krümmel, Ozeauographie II. -31

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482

Die Strömungen in der Chinasee.

Im Südwestmonsun ist die Stromrichtung im all-
gemeinen umgekehrt. An der Küste von Cochinchina
geht der Strom nach NO, bei Kap Padaran 40 bis 70
Seemeilen Stärke erlangend, an der Küste von Annam
nach iV, an der stidchinesischen Küste, mit vielen Unregel-
mäßigkeiten im einzelnen, im allgemeinen nach O; auch
in der offenen See zwischen den Paracel-Inseln und Luzon
scheint die NO- Richtung bei mäßiger Stromstärke zu
überwiegen. Nach Polacks Angaben findet sich der volle
Kreislauf erst südlich 12° N. Br. ausgeprägt, insofern
alsdann an der Küste von Palawan und Borneo südliche
Strömungen vorherrschen, welche durch das Korallenmeer
von Kap Padaran und Pulo Sapata aus einen Zustrom
erhalten, während von den Natuna- nach den Condore-
Inseln ein nach N setzender Strom den Kreislauf abschließt.
Noch bei den Vanguardbänken gibt Polack einen S IT-
Strom von 20 Seemeilen Stärke nach seinen Erfahrungen
an. Es ist leicht einzusehen, wie durch den S 11 -Monsun
einerseits Wasser aus der Javasee nach N getrieben wird,
andererseits in der Formosastraße und zwischen Formosa
und den Baschi-Inseln der Strom nach NO hinaussetzt. —
Im ganzen aber wird für die Zeit des S II r - Monsuns der
Strom nicht so beständig beschrieben, wie in der anderen
Jahreshälfte, weil eben der Monsun selbst sehr viel un-
regelmäßiger auftritt und häufig von Stillen abgelöst wird.

Besonders unregelmäßig sind die Strömungen in der Nähe
und im Bereiche der in der Nordhälfte der Chinasee liegenden
Riffe und Inseln (Paracel, Pratas, Scarborough), indem diese, nach
der Ausdrucksweise der Seeleute, „anziehend" wirken sollen, was
wohl zum Teil den Gezeitenströmen (der Flutstrom wird auf die
Inseln zu setzen), zum Teil aber auch Neerströmen zuzuschreiben
ist, welche sich an der Leeseite der Inseln oder Untiefen ent-
wickeln. (Vgl. über die Paracelinseln den Bericht der deutschen
Kriegsschiffe s Frey;i a und „Iltis u in den Ann. d. Hydr. 1885,
S. 29.)

Die Stromvorgänge in den östlicheren, inselerfüllten
Becken dieses Mittelmeers sind sehr verwirrte. Offenbar
entstehen unter der Einwirkung der Monsune in den brei-
teren Straßen Triftströme, die dann zwischen den Inseln,
in Buchten und hinter den sonst vorspringenden Halb-

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Die Pazifischen Strömungen.

483

inseln allerhand komplizierte Neerströme zur Folge haben.
Ohne Einwirkung auf den Stromgang können auch die
benachbarten Strombewegungen im Pazifischen Ozean nicht
bleiben, namentlich für die Celebessee und Molukken-
passage. Dagegen scheint die Arafura- und Bandasee
in einiger Abhängigkeit von den Strömungen nordwestlich
von Australien zu stehen: westliche Versetzungen sind
von der Torresstraße an bis auf Timor zu und noch weiter
in den Indischen Ozean hinaus die häufigsten. Ob auch
beim Westmonsun im Südsommer, erscheint mir indes
noch nicht ausgemacht. — Auch hier sind die vorliegenden
Thatsachen sehr widersprechend, und soweit ich das vor-
handene Material kenne, gestattet es zur Zeit überhaupt
noch keine Entscheidung. Namentlich ist das Eingreifen
der Gezeitenströme in den flacheren Teilen dieser Meere
gegenwärtig noch gar nicht zu eliminieren.

6. Die Strömungen des Pazifischen Ozeans.

Die erste bildliche Darstellung der pazifischen Meeres-
strömungen, gegründet auf die damals vorliegenden Strom-
versetzungen, hat Duperrey gegeben (Carte du mouvement
des eaux ä la surface de la mer dam le Grand Ocean
austrat, Paris 1831). H. Berghaus sagt von dieser
Karte, die ich nicht einsehen konnte, daß sie nordwärts
mit dem Parallel der Sandwich-Inseln abschließt, ihm aber
als Vorbild für die Strömungskarte im Physikalischen
Handatlas (1836) gedient habe, welche dieser verdiente
Kartograph in der That als eine Darstellung bezeichnen
konnte, „gegründet auf die Beobachtungen, welche seit
Magellans Zeit bis auf die preußischen Weltreisen (der
Seehandlungsschiffe) gemacht sind*. Der Berghausschen
Karte kommt für diesen die Hälfte der irdischen Meeres-
fliiche umfassenden Ozean der gleiche Rang zu, wie den
Karten Rennells für den Atlantischen. Von neueren
zusammenfassenden Darstellungen sind die Arbeiten von
Findlay (Journ. R. G. Soc. 1853), de Kerhallet (mir
vorliegend in der engl. Uebersetzung, Washington 1869)
und Hoffmann hier besonderer Erwähnung wert. Diese

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484

Die Pazifischen Strömungen.

sind im wesentlichen auch die Basis der nachstehenden
Darstellung, die, wo nötig, die englischen und französischen
Küstenbeschreibungen herangezogen und in einem beson-
ders wichtigen Falle auch umfassendes handschriftliches
Material der Seewarte benutzt hat.

1. Die nördliche Aequatorialströmung erscheint
bei Duperrey und Heinr. Berghaus als ein Teil der
„allgemeinen äquatorialen Westströmung zwischen 24° N.
und 26° S. Br.% welche beide als ein Erbteil früherer
Jahrhunderte im ganzen beibehielten. Aus den Wahr-
nehmungen der preußischen Seehandlungsschiffe auf der
Fahrt von Chile nach den Sandwich-Inseln und einiger
anderer Reisen nach der Nordwestküste Nordamerikas
hatte Berghaus indes schon entnehmen können , da£
diese allgemeine Westbewegung des Tropenmeeres in den
Längen 130° bis 140° W. in der Zone zwischen 5° und
10° N. Br. durch kräftigen Oststrom, die „Nordäquato-
riale Gegenströmung 4 *, unterbrochen werde. Darum er-
scheint zunächst an dieser Stelle eine Zweiteilung des
Aequatorialstroms. Im W des Nordpazifischen Ozeans
entnahm er aus Hunters und Krusensterns älteren,
sowie Duperreys neueren Beobachtungen im Juli 1824
südlich von den Karolinen, ebenfalls östlichen Strom, dem
er indes nur einen Monsuncharakter zuschrieb. Doch lätet
er eine „konstante Verlängerung" der Aequatorialströ-
mung, an der Südseite abgegrenzt durch eine Linie von
Namonuito (Karolinen) nach Kap Engano (Luzon) auf
Formosa zu sich bewegen, wo sie nach X umlenkend bei
den Liukiu-Inseln zum „ Japanischen Strom * übergeht. —
Findlay hat dann die völlige Isolierung der nördlichen
Aequatorialströmung auch in diesem Ozean durchgeführt
und sie im S durch 10° N. Br. begrenzt. So ungefähr
erscheint sie auch seitdem auf allen Karten.

Diese vom Nordostpassat getriebene Westströmung
umfaßt die ganze Breite des Ozeans vom Meridian der
Revilla-Gigedos-Inseln bis zu den Philippinen hinüber in
einer Ausdehnung von etwa 130 Längengraden (7500 See-
meilen). Die Stromstärke ist im allgemeinen immer mäteig
gefunden worden, 12 bis 18 Seemeilen in 24 Stunden;

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Die Aequatorialströme. 485

sehr viel geringer, in Stromstillen tibergehend, oder auch
zu Nord- und Nordostströmen abkurvend entlang ihrem
Nordrande. Aber weiter im W bei den Marshallinseln
und nördlichen Karolinen sind schon von Kotzebue auf-
fallend starke und zwischen den Inseln auch in ihrer Rich-
tung wechselnde Strömungen gefunden worden, was von
Neueren bestätigt wird (s. Ann. d. Hydr. 1886, 153 ff.).
Bei den Philippinen setzt der Strom stark nach N (18 bis
42 Seemeilen nach Evans).

2. Der südliche Aequatorialstrom tritt uns als
eine dem analogen Strom des Atlantischen Ozeans in vieler
Hinsicht sehr ähnliche Erscheinung entgegen. Wie dieser,
erreicht er nahe und nördlich vom Aequator, den er um
3 bis 6 Breitengrade nach N überschreitet, seine größte
Geschwindigkeit und Konstanz. Doch gilt dies nur für
seine östliche Hälfte. Hier eilt er nach Kerhallet mit
einer mittleren Geschwindigkeit von 24 bis 25 Seemeilen
dahin, doch ist auch das Doppelte nicht selten. In ein-
zelnen Fällen sind schon 79 Seemeilen (S. M. S. Alba-
tros 1879), ja über 100 vorgekommen (Ann. d. Hydr.
1879, 292; 1880, 417). Namentlich entlang seinem Nord-
rande entfaltet er diese großen Geschwindigkeiten, die
allen häufig ihn durchquerenden Südseefahrern sehr ge-
läufig sind und Grund zu der Vermutung geben, daß
der oben geschilderte sogenannte ? nördliche Stromstrich a
seines atlantischen Ebenbildes hier wiederkehrt (vgl. nament-
lich auch die Berichte im „ Piloten" der Seewarte). Süd-
lich vom Aequator scheint dagegen die Stromstärke rasch
abzunehmen und die -Richtung nach S umzulenken ; nach
Hoffmanns Ansicht ist in dem inselfreien Gebiet süd-
lich von 15° S. Br. auf einen Weststrom nicht mehr zu
rechnen, obschon er gelegentlich auch vorkommen mag.
Nahe den Marquesasinseln wird die südlich von W nei-
gende Richtung in einigem Abstände vom Aequator bis-
weilen sehr ausgeprägt. Der „Challenger" fand auf der
Reise von Honolulu nach Tahiti schon von 5 0 S. Br. ab
solchen südwestlichen Strom (im Mittel aus 9 Tagen
zwischen 5° und 15° S. Br. in ca. 150° W. Lg. als Rich-
tung S 50° W und als Durchschnittsstärke 18 Seemeilen);

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486

Die Pazifischen Strömungen

die „Novara 14 fand südlich von den Geselischaftsinseln bis
südlich Pitcairn (zwischen 14° S. Br., 146° W. Lg. und
28° S. Br., 130° W. Lg.) als Mittel aus 20 Tagen die
Richtung schon S 17° W {SzW) 12 Seemeilen, ja sogar
Abkurven der Stromfaden nach 0 scheint sowohl nach
den Beobachtungen von Cook wie von Hoff mann in
dieser Zone vorzukommen, in der auch der Passat nicht
selten durch starke Südwestwinde abgelöst wird.

In dem westlicheren Teile sind wiederum zwei Ge-
biete zu unterscheiden, die durch eine Linie von den
Samoa-Inseln nach Neukaledonien getrennt sind.

Nordwestlich dieser Linie sind die westlichen Strö-
mungen als Fortsetzung des Aequatorialstroms im ganzen
sehr regelmäßig und entlang den Inseln, durch Einengung
des Bettes, auch ziemlich kräftig. Die Samoa-Inseln sind,
wie eine große Anzahl von darauf hin durchgesehenen
Schiffsjournalen der Seewarte ergeben, von einem ent-
schieden westlichen Strom umspült, die Geschwindigkeiten
wechseln zwischen 6 und 26 Seemeilen in 24 Stunden,
im Mittel berechnen sie sich aus 1 8 Beobachtungen zwischen
12° und 15° S. Br., 170° bis 174° W. zu 14 Seemeüen.
Ebenso ist die gleiche Richtung und Stärke des Stroms
zwischen den Samoa-Inseln und Neuen Hebriden (S. M. S.
„Carola" und „Möwe" 1882 und 1883) gefunden worden,
während an der Südwestsei te der Hebriden wie der Salo-
monen südöstliche Neerströme nicht selten angetroffen
werden (Evans; vgl. dagegen Ann. d. Hydr. 1876, 13).
Zwischen den Sta. Cruz-Inseln, nahe im 0 der Neuen
Hebriden und Salomonen entlang segelnd, nach der Duke
of York-Insel (Neu-Lauenburg) fand Duperrey im August
1883 als gesamte Stromversetzung in 11 Tagen 137 See-
meilen recht Tf r , südlich von Neu-Pommern sogar einmal
29 Seemeilen nach SSW. In dem Georgskanal zwischen
Neu-Mecklenburg und Neu-Pommern ist die starke Nord-
strömung sehr regelmäßig entwickelt und erschwert eine
Durchsegelung der Straße nach S hin außerordentlich.
Derselbe Duperrey fand darauf von dieser Straße nach
dem Aequator in 135 3 4° 0. Lg. segelnd wiederum in
11 Tagen als mittlere Stromrichtung N 78° W (WzN)

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i

Der südliche Aequatorialstroni.

487

und an zwei Tagen nacheinander 48 und 63 Seemeilen
Stromstärke ( Voyage autour du Monde; Hydrographie,
Paris 1829, II, 52). Den gleichen starken Weststrom
konnten kürzlich entlang der Nordküste von Kaiser Wil-
helrasland segelnd Finsch und v. Schleinitz im Wasser
erblicken, indem das den größeren Flüssen der Insel ent-
strömende und durch Sinkstoffe gefärbte Wasser stets in
jener Richtung der Küste entlang geführt wurde.

Zwischen Neukaledonien und denLouisiade-Inseln fand
Admiral de Rossel, als er die Beobachtungen von
d'Entrecasteaux (1793) diskutierte, ebenfalls kräftige
Nordwestströmungen, weshalb Berghaus dieselben als
„Rossels Trift" auf seiner Karte bezeichnet hat. Mit
1 0 Seemeilen mittlerer Geschwindigkeit führt diese in das
Korallenmeer und in die Torresstraße hinein. Auf Du-
mont d'Urvilles Expedition [Voyage au Pol Sud,
Physique I, 330) war hier die größte Stärke 23 See-
meilen, und fand man im S von Neu-Guinea einen öst-
lichen Neerstrom.

Oeslliche Stromversetzungen kommen, wie überall in den
schwächeren Teilen der Aequatorialströme, so auch hier gelegent-
lich vor. Indeß dürfte ein Fall von so ausdauerndem Oststrom,
wie ihn S. II. S. ..Ariadne" vom 28. Mai bis 17. Juni 1879
zwischen den Samoa-Inseln und der Torresstraße verzeichnete,
doch wohl exceptionell sein. Obwohl, wenigstens westlich der
Banksinseln, der Passat kräftig eingesetzt hatte, wurde fast stets
östlicher Strom angetroffen, und zwar in der Stärke von 20 bis
30 Seemeilen im Etmal. Auch in der Arafurasee war durch-
peliends Oststrom, ebenfalls ganz abnormer Weise. „Mangelhafte
Besteckführung u , berichtete damals der Kommandant, Kapitän
von Werner, „kann nicht vorliegen, da Fehler in der abge-
laufenen Distanz im Betrage von 40 bis 50 Seemeilen an Bord
eines Kriegsschiffs nicht vorkommen. Außerdem muß hier als
triftiges Gegenargument das Faktum eintreten, daß während der
Fahrten S. M S. ,Ariadne l iin Bereiche der Ellice- und sudlichen
Gilbertinseln, sowie östlich vom Kap St. George große Felder von
treibendem Bimsstein angetroffen wurden, welcher zweifellos von
den im St. Georgskanal neuerdings (Februar 1878) stattgefundenen
Eruptionen herrühren mußte. Wie aber konnten die Bimsstein-
massen dorthin anders gelangen als durch östliche Strömung?
Auch im St. Georgskanal hatte das Schiff (abnormer Weise) süd-
östlichen Strom von 0,3 bis 0,7 Seemeilen die Stunde getroffen :
mit diesem mußten die Massen zunächst südlich treiben und

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48S

Die Pazifischen Strömungen

konnten dann östlich der Salomo Inseln und zu den Ellice-Inseln
nur durch Oststrom gelangen. Dies scheint jedenfalls ein hin-
reichender Beweis für die Existenz östlicher Gegenströmung süd-
lich von 8° S. Br. zu sein." (Ann. d. Hydr. 1879, 283 und 523.)

— Ohne Frage ist das Auftreten so lange anhaltender östlicher
Strömungen in diesem Gebiete auch von hohem Interesse für die
Beurteilung der Wanderungen der Inselvölker. Gerade solche
Störungen scheinen die erste Veranlassung, von ostwärts liegenden
Inseln Kunde zu erhalten, die dann bei ähnlicher Gelegenheit zur
Besiedelung ausersehen werden konnten. Ueberdies sind auch
Westwinde in diesem Gebiete, namentlich im Südsommer, eine
häufige Erscheinung.

Die südlich von der Linie Neukaledonien-Samoa-Inseln
vorkommenden Strömungen erschienen in Karten und
Büchern so wenig geklärt, daß eine eingehende Unter-
suchung derselben auf Grund der Schiffsjournale der See-
warte nötig wurde; die Untersuchung erstreckte sich
schließlich südwärts über Neuseeland hinaus und umfaßte
den ganzen Raum zwischen 10° bis 50 °S. Br., 160° O.
bis 1 30 0 W. Lg. ; mehr als 50 Schiffsjournale mit über
100 Reisen durch dieses Gebiet waren außer einigen Be-
richten von Kriegsschiffen zur .Verfügung (S. M. S. „Carola*
1882 und 1883; „Möwe" 1882; „Nautilus« 1879 und 1880).
Für die hier in Betracht kommende Region ergab sich,
folgendes.

Zwischen den Samoa- und Tonga-Inseln bis zu den
Cooksinseln hin ist Südweststrom durchaus vorherrschend.
In dem Räume zwischen 15° bis 21° S. Br., 168° bis 175°
W. Lg. waren 63 Beobachtungen zu verzeichnen; davon
entfallen auf den Quadranten zwischen S (excl.) und W
(incl.) 35 (= 57 Prozent); nördlicher als IT waren 7 Fälle,
rein S waren 6, SO 7, O 4, jVÖ 2 Fälle. Zwischen
170° und 1(50° W. Lg. überwiegen die südlichen Ver-
setzungen, die nächstdem häufigsten sind die nach SO.

— Zwischen den Tonga- und Kermadecinseln ist sehr
wechselnder Strom gefunden, doch überwiegt Südstrom
zu beiden Seiten von 170° W. Lg., östlich nahe den Kermadec-
inseln sind östliche Versetzungen häufiger. Südlich von
30° S. Br. ist dann ein Herrschen des Südoststroms wieder
besser zu erkennen. Aus der Uebersichtskarte, in welcher
sämtliche den Journalen entnommene Strom Versetzungen

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Der Aequatorialgegenstrom. 480

eingetragen wurden, ist mit großer Gewißheit zu ersehen,
daß der Aequatorialstrom von den Samoa-Inseln nach SW
abbiegt und je weiter er in dieser Richtung fortschreitet,
desto mehr Stromfaden nach S abkurven läßt. Die beob-
achteten Stromgeschwindigkeiten sind meistens mäßige,
der Durchschnitt auf ca. 12 Seemeilen in 24 Stunden
anzusetzen; Versetzungen über 20 Seemeilen sind selten,
über 30 nur zweimal notiert. — Aus dem Gebiete zwischen
Neukaledonien und den südlichen Tonga-Inseln lagen nur
sehr wenige Beobachtungen vor.

Wir sehen also sowohl im S der Niedrigen Inseln
wie der Cook- und der Samoa-Inseln den südlichen Aequa-
torialstrom mit einem Teil seiner Gewässer successive
nach SW und S abkurven. Das Gleiche ist nun auch an
der ostaustralischen Küste der Fall, worauf indes weiter
unten noch besonders zurückzukommen sein wird.

3. Der Aequatorialgegenst rom, zwischen den
beiden Westströmungen nach 0 gehend, ist in seiner
ganzen Ausdehnung von Mindanao und Halmahera im
W bis zum Golf von Panama (fast 8000 Seemeilen!) zu-
erst von Findlay aufgestellt worden. Spezieller unter-
sucht aber hat ihn erst, nachdem K erhallet die Frage seiner
Existenz und seiner Ausdehnung nicht viel weiter gefördert,
30 Jahre später P. Hoffmann (Meeresstr. S. 42 bis 48 und
94 bis 96), indes ohne auch seinerseits bei dem unzu-
reichenden Material zu ganz einwandfreien Resultaten zu
gelangen.

Gesichert ist jedenfalls durch eine ganze Reihe von
Daten von der Ostküste von Mindanao an bis in den
Golf von Panama hinein das Auftreten starker Ostströme
in den Monaten Juni bis Oktober, so daß einzelne Wal-
fanger dieselben wohl benutzt haben, um darin nach O
hin vorzudringen, was in den benachbarten Passatgebieten
unmöglich wäre. Dagegen ist es nicht ebenso sicher an-
zunehmen, daß der Oststrom auch in der anderen Jahres-
hälfte die gleiche Breite und Kraft erlangt. Daß zwischen
beiden Aequatorialströmen im Stillengürtel ein Gegenstrom
sich ausbilden muß, folgt einfach aus der Kontinuitäts-
bedingung (s. oben Figur 50). Und wenn dieser Ost-

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490

Die Pazifischen Strömungen.

ström in der Westhälfte des Gebiets nicht nördlich vom
Aequator vorkommt, so ist anzunehmen, daß er alsdann
südlicher sich verschiebt. Die starke kontinuierliche West-
bewegung des südlichen Aequatorialstroms würde einer
solchen Südwärtsverlegung des Gegenstroms nur in der
Strecke zwischen dem Bismarckarchipel und den Gilbert-
inseln günstig sein, zumal im Südsommer, wo dann Stillen
und westliche Winde in dem ganzen inselreichen Gebiet
südlich vom Aequator vorkommen; das aber sind gerade
die Monate, in welchen die Ostströmung bei den Karo-
linen und südlichen Marshallinseln so häufig vermißt
wird. Möglich, daß dieser Zustand von einem Jahr zum
andern wechselt. Denn gänzlich fehlen auch in der Zeit
von November bis Mai diese Ostströmungen in ca. 5°
N. Br. nicht, obschon sie allemal schwächer auftreten,
als in den Sommermonaten, wo Versetzungen der Schiffe
nach 0 um 60 bis 80 Seemeilen nicht gerade vereinzelt
vorkommen. So muß das Verhalten dieser höchst interes-
santen Ostströmung noch weiterer Untersuchung em-
pfohlen bleiben, wofür wiederum in den Wetterbüchern
deutscher Kriegs- und Handelsfahrzeuge ein reichliches,
zum guten Teil noch ungehobenes Material zur Ver-
fügung steht.

Eine der merkwürdigsten Reisen durch dieses Aequatorial-
gebiet hat Dumontd'Urville im Winter 1838 zu 39, also gerade
in der kritischen Jahreszeit ausgeführt. Sein Geschwader, aas
den Korvetten „Astrolabe" und ..Zelee" bestehend, begab sich am
26. November aus dem Astrolabehafen (8° 31' S. Br., 159° 40' O. Lg.,
Isabelinsel der Salomonen) nordwestlich in See und begegnete
dabei zunächst den in Lee dieser Insel nicht selten anzutreffenden
östlichen NeerstrÖmen. An der Ostseite der Choiseulinsel und
Bougainville-Insel waren die Stromversetzungen auf beiden Schiffen
gering, angesichts der Grünen Insel und ebenso im Osten von
Neu-Mecklenburg herrschte starker Nordstrom, der sehr bald eine
Neigung nach 0 abzulenken zeigte. Vom 9. Dezember an waren
die auf den beiden Schiffen, wie man sieht, keineswegs gleich
beobachteten Stromversetzungen folgende:

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Der Aequatorialgegenstrom. 491

Datum

1 ooo

: —

Breite

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_

Stromversetzung der
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Die östlichen Stromversetzungen überwiegen an Frequenz
und Stärke bei beiden Schiffen durchaus, und zwar schon von
3° S. Br. an. Nachdem das Geschwader bis zum 9. Januar erst
bei Guam, dann bei der Rukinsel geankert hatte, wurde auf ÜJin-
danao zu gesegelt. Die hierbei vom 10. bis 15 Januar 1839 bis
zu den Palaosinseln erfahrenen Strom Versetzungen waren durch-
weg westliche, mit einer durchschnittlichen Starke von 29 See-
meilen täglich ; jedenfalls führte der Weg überhaupt zu nördlich
(zwischen 12° und 7° N. Br.), um den Oststrom zu berühren.
Von den Palaos bis nach Mindanao blieb der Strom zunächst
westlich (im Mittel 11 Seemeilen), bog dann aber in der Nähe
von Mindanao nach 8 und SO um, wie das auch der „Challenger"
fand. (Voyage au Pole Sud, Physique i, 154 bis 168.)

Das Verhalten des Aequatorialgegenstroms an seinem
östlichen Ende scheint auf den Karten nicht immer so
aufgefaßt, wie auf der unsrigen, die hierin der Darlegung
Findlays folgt (a. a. 0. S. 235, seine Karte weicht da-
von ab). Bei der Kokosinsel fand schon Vancouver
außerordentlich starken Oststrom (Dezember 1794), der
60 Seemeilen in 24 Stunden lief; was aber mit so kräf-
tigem Oststrom in dem geschlossenen Räume zwischen
Centraiamerika und dem Aequator werden, wohin dieser
abfließen soll, darüber scheinen die Kartographen nicht
immer nachgedacht zu haben. Die Temperaturkarten zeigen
uns hier am klarsten, daß jenes warme, monatelang unter

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492 Die Pazifischen Strömungen.

senkrechter Sonne ostwärts geflossene Wasser sowohl ent-
lang der Küste von Neugranada nach S hin ausweicht
(wie schon Fitz-Roy angibt und S. M. S. „Nymphe*.
Kapitän z. S. von Blanc 1872 von neuem bestätigte)
als auch entlang der centralamerikanischen Küste nach
N hin abfließt. Der Hafen von Acapulco ist, seitdem
Du Petit Thouars seine merkwürdig hohen Tempera-
turen kennen lehrte, jedenfalls im Bereiche dieser nord-
wärts ausweichenden Strömung anzunehmen; der Gegen-
satz in den Wassertemperaturen nördlich und südlich vom
Kap S. Lucas ist bereits oben (S. 309) berührt. Die
Küstenbeschreibungen geben vielfältig in kurzer Zeit
wechselnde Ströme an (Imray, North Pacific Pilot, I,
1881, p. 25, 79 etc.; vgl. die Beobachtungen S. M. S.
„Elisabeth" Ann. d. Hydr. 1878, 369), so daß es wohl
verständlich ist, wenn vielen Kartographen die südöst-
lichen Ströme vorherrschend scheinen, anderen hier ein
Monsunphänomen vorschwebt. So schon Heinrich Berg-
haus, der nur von Mai bis Dezember (der Zeit kräftigsten
Oststroms weithin nach W in der Aequatorialregion!)
nordwestliche Strömungen, von Dezember bis April aber
vom Kap San Lucas an bis an die Küsten von Costa
Rica hin südöstliche Wasserversetzungen annimmt. Wie
trotz der letzteren das Wasser entlang der Westküste
Centraiamerikas auch im Februar nie unter 28° sinken
kann, ist offenbar nicht in Erwägung gezogen worden.

Kapitän Hoff mann hat zuerst die Aufmerksamkeit gelenkt
auf das überraschende Vorkommen von sehr niedrigen Küsten-
temperaturen nahe bei Panama, nach den Beobachtungen S. M.S.
„Vineta" im Mörz 1880. Als Tagesmittel der Wassertemperaturen
für 6 Tage ergab sich daselbst 22,9°, wahrend die Luft warme
gleichzeitig 25,8° war; und unmittelbar nach Verlassen des
Hafens wiederum im Mittel aus 6 Tagen (zwischen 7° 8' N. Br^
81° 40' W. Lg. und 12° 4' N. Br., 96° 32' W. Lg.) für das Wasser
26,7°, die Luft 27,1°. Seitdem hat dann Buchanan diese merk-
würdige Erscheinung bestätigt {Proceed. R. G. 8oc. 1886, 765) und
in Panama selbst erfahren, daß dort von Januar bis Mai die See-
temperatur erheblich niedriger sei, als die der Luft, und erstere
an einzelnen Tagen sogar des Mittags merklich kalter sein soll,
als um Mitternacht (?). — In anderen Monaten scheint dieser ganz
litorale Temperaturabfall nicht wahrnehmbar geworden zu sein.
Derselbe ist dem ähnlichen Vorkommen an der Zahn- und Sklaven-

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Der Japanische Strom

493

küste anscheinend vergleichbar, doch muß seine Ursache einst-
weilen noch außer Diskussion bleiben, bis reichlichere Beob-
achtungen vorliegen.

4. Der Japanische Strom ist die Fortsetzung der
nördlichen Aequatorialströmung nach X und NO hin und
in jeder Hinsicht das Aequivalent des Antillen-Florida-
Stroms. Der entlang den Philippinen erwähnte Nord-
strom setzt sich auch Uber Kap Engano, die Nordostspitze
von Luzon, hinaus nördlich fort; nach den spanischen
Küstenbeschreibungen „ breitet derselbe sich von da ab
fächerförmig über die Striche Nbis JVTFaus, nimmt einen
aus der Chinasee um Kap Bojador heruraschwenkenden
Strom auf (ob auch im Winter ?) und läuft in der Regel
außerhalb der Insel Babuyan vorbei. Nördlich davon, im
Balintang-Kanal läuft der Strom meist westlich, wird aber
auch, wenn der Strom von Kap Bojador kräftig läuft,
nördlich gedrängt. Nördlich von 20 0 N. Br. und westlich
vom 130. Meridian finden sich nach den holländischen Zu-
sammenstellungen, welche von deutschen Berichten (von
Wickede, S. M. S. „Elisabeth") bestätigt werden, überall
Stromrichtungen zwischen W und N bis zu den Liu-kiu-
Inseln, Maiaco-Shima und der Südspitze von Formosa.
Westlich von dieser Linie und zwischen den Inseln wird
nördlicher und nordöstlicher Strom vorherrschend" (Hoff-
mann S. 57).

Besonders stark und regelmäßig läuft der Nordstrom
entlang der Ostküste von Formosa: nach den britischen
Karten von Mai bis September 24 bis 42 Seemeilen, Ok-
tober bis April 24 bis 30 Seemeilen. Hier ist er auch
nach 0 hin einigermaßen abgegrenzt und nach dem China
Sea Directory zwischen Formosa und Maiaco-Shima auf
200 Seemeilen eingeengt. Weiter nördlich aber ist seine
Ostkante schnell verwischt; ähnlich dem Floridastrom
nördlich von den Bahama- Inseln kurvt das Wasser be-
ständig nach O und S zurück. Die größte Kraft erlangt
der Strom zwischen der Vandiemenstraße und dem Me-
ridian der Yedobai : nach englischen Angaben im Sommer
nicht unter 48, im Winter nicht unter 24 Seemeilen.
Doch hat auch im Februar S. M. S. „ Hertha", Kapitän z. S.

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494 Die Pazifischen Strömungen.

Kall, zwischen der Vandiemen- und Kiistrafäe einmal
91 Seemeilen, S. M. S. „Prinz Adalbert 1 *, Kapitän z. S. Mac
Lean im April 53 Seemeilen gefunden. Der große Ein-
fluß der Gezeiten auf die im Einzelfalle in Landnähe an-
getroffenen Stromversetzungen ist in den Berichten der
Kommandanten deutscher Kriegsschiffe mehrfach betont.
Diese Berichte, welche Kapitän Hoffmann benutzt hat,
sowie eine sehr große Zahl von Schiffstagebüchern der
Seewarte gewähren ein ebenfalls noch ungehobenes, zu
einer erschöpfenden Monographie dieses Stroms völlig
ausreichendes Material.

Scharf begrenzt, wie beim Floridastrom, und mit dem
Wa8serthermoraeter leicht festzustellen, wofern nicht die
Wasserfarbe schon Anhalt genug gewährt, verläuft dieser
„blaue Strom" (Kuro Shio, wörtlich „blaues Salz*) der !
Japaner stets in einigem Abstände von der Ostküste Si-
kokus und Nippons nach NO, Das Küstenwasser ist kalt,
im Winter vor Yedobai 11 0 kälter als im warmen Strom;
alsdann kann daselbst nach Kapitän Frhr. von Reibnitz
der Redfield - Felsen (33 0 56' N. Br.) als Marke für die
Stromgrenze gelten. Doch sind südliche Winde hier noch
mehr wie im Floridastrom thätig, die Westkante näher
an das Land zu drücken, besonders häufig scheint das j
im Sommermonsun vorzukommen, wo dieselbe bis 38°
N. Br. (Kap Kinghasan) in Sicht des Landes verfolgt
worden ist. Ueberhaupt vermögen die Winde diesen an
Konzentration seiner lebendigen Kraft bei weitem hinter
dem Floridastrom zurückstehenden Kuro Shio ganz außer-
ordentlich zu beeinflussen, und zwar je weiter nach NO,
desto mehr (cf. Ann. d. Hydr. 1882, 59).

Im Sommer scheint der Kuro Shio noch östlich von
150° W. Lg. bei 40° bis 42° N. Br. durch sein warmes
Wasser erkennbar, daselbst hat er eine ausgeprägt öst-
liche Richtung. Aber jenseits 160° 0. Lg. ist er
wenigstens in seiner charakteristischen Stromkraft so ab-
geschwächt, dato daselbst sein Uebergang in die allge-
meine Osttrift der nordpazifischen Westwinde vollzogen
scheint. Auch hier sind an seiner Südseite abkurvende
Gegenströme gelegentlich vorgekommen.

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Die Westwindtrift nördlich von 35° N. Br.

495

Die Erklärung für das ganze Verhalten des Kuro-
Shio hat Hoffmann schon dahin zutreffend gegeben, daß
im Winter der Nordostpassat, im Sommer der Südost-
monsun das Wasser des nördlichen Aequatorialstroms bei
Formosa zum Abbiegen nach X zwingen. Da im Sommer
ferner südliche bis östliche Winde bis über 50 0 N. Br.
vorherrschen (vgl. Supan, Statistik der unteren Luft-
strömungen), so ist die jahreszeitliche Schwankung seiner
Nordkante westlich von 1(50° 0. Lg. leicht verständlich.

Nachdem schon Krusenstern die tropische Wärme
dieses merkwürdigen Stroms auffaUend gefunden, hat dann
de Tessan auf der Weltumsegelung der „Ve'nus" im
Jahre 1837 ziemlich klare Vorstellungen von demselben
geäußert. Da Heinrich Berghaus nach diesen und
anderen Nachrichten den Strom richtig auf seiner Karte
einzeichnete, war Findlay im Jahre 1853 doch wohl
nicht ganz im Rechte, wenn er denselben als seine neue
Entdeckung proklamierte. — Schon die amerikanische Ex-
pedition nach Japan lehrte das kalte Küstenwasser im
Westen dieses Stroms, den sogenannten Oya Shio der
Segelanweisungen, mit seinen Nebeln und seinem Fisch-
reichtum kennen. Im warmen Strom fand (nach Lieutenant
Silas Bent) man Anzeichen von verschieden temperierten
Streifen, wie im Floridastrom, auch sah man Fucuszweige
in ihm treiben. Neuere Berichte hat dann Dali gesam-
melt (Pet. Mitt. 1881, 368).

5. Die nordpazifische Ostströmung oder Kuro-
Shio - Trift oder Westwindtrift findet ebenfalls im
Atlantischen Ozean ihre Parallele. Aus den Isotherm-
karten und den spärlich vorliegenden Berichten von Ent-
deckungsreisen läßt sich zunächst schließen, daß wenigstens
im Sommer der Teil dieses Oststroms, der durch warmes
Wasser seine Abstammung vom Kuro-Shio verrät, nirgends
nördlicher als ca. 42° N. Br. angetroffen wird. So die
Ve'nus-Expedition im Jahre 1837, welche am Morgen des
17. August die Wassertemperatur noch 22,0°, des Mittags
in 40° 17' N. Br., 163° 57' O. Lg. aber nur 19,0 ° und
um Mitternacht 15,0° fand; das Tagesmittel der Wasser-
wärme am 18. August (Mittagposition 42° 1' N. Br, 163°

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496

Die Pazifischen Strömungen.

38' 0. Lg.) war dann 13,7°. Auf der Rückfahrt von
Kamtschatka durchschnitt die „Ve'nus* diese Grenze weiter
östlich. Die Tagesmittel der jede Stunde gemessenen
Wassertemperaturen waren :

1837, Oktober 3: in 45° 8' N. Br., 163° 27' W. Lg.; 12,2°,

„ 4: „ 43 48 „ 161 13 „ ; 14,0

5: „ 42 5 „ „ 160 18 „ „ : 16,8

„ „ 6: „ 41 17 „ „ 161 6 „ „ ; 17,6

M 7: „ 41 4 „ 158 18 „ „ ; 18,1

Weiter östlich bis 37 0 N. Br., 130 0 W. Lg. blieb
die Temperatur die gleiche, worauf sie bei der weiteren
Annäherung an das kalifornische Festland langsam aber
stetig fiel. Die mittlere Stromrichtung auf dieser Fahrt
zwischen 163° und 133° W. Lg. ergibt sich zu X50«0<
die Stärke zu 16 bis 18 Seemeilen. Was Dali an neueren
Berichten hierüber mitteilt, bestätigt diese Verhältnisse
vollkommen. — Die Challenger - Expedition segelte von
150° 0. Lg. bis 155° W. Lg. 28 Tage, zwischen 35°
und 37° N. Br. sich haltend, in diesem Strom und fand
in s /4 aller Fälle östliche Strom Versetzungen, im durch-
schnittlichen Betrage von 1 8 Seemeilen im Gebiete westlieh
vom 180° Länge, und von 10 Seemeilen östlich desselben.

6. Der Kalifornische Strom ist das Aequivalent
des Nordafrikanischen oder Kanarienstroms und stellt wie
dieser die Südbewegung im Wasser- und Luftmeer östlich
von dem Gebiete hohen Luftdrucks in diesem nordpazifi-
schen Ozean vor. Seine auffallend niedrigen Küstentem-
peraturen sind bereits oben schon erwähnt (S. 309). Trotz
dieser sich auch weiter in See noch fühlbar machenden
(durch Auftrieb von unten nach Fig. 47 b zu erklärenden)
Wärmeerniedrigung ist er als eigentlichste Fortsetzung
des vorher beschriebenen Oststroms aufzufassen, wofür
auch eine Reihe oft diskutierter Triftphänomene sprechen.

Im ü. S. Coast Pilot of California (1869) wird nach Kotzebue
erzählt, daß am 24. März 1815 die Brigg ,,Forester u von London,
in 32° 45' N. Br., 120° 57' W. Lg., d. i. 350 Seemeilen südwestlich
von Kap Concepcion eine japanische Dschonke antraf, welche
17 Monate nach Angabe der drei überlebenden Insassen von Osaka
aus in See umhergetrieben war. Im Jahre 1832 erreichte ein
eben solches Fahrzeug nach entsetzlichen Leiden der Mannschaft

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■

Die Strömungen nördlich 45° N. Br.

497

Oahu, wie daselbst Sir Edw. Belcher erfuhr; 1833 war eine andere
Dschonke bei Kap Flattery (Oregon) gescheitert , woselbst im
Jahre 1851 ein großer Teil der Ladung (Wachs) noch am Strande
bei der Küstenaufnahme vorgefunden wurde. Ganz neuerdings
wurde dann auch in den Zeitungen (Augsb. Allgem. Ztg. 1881,
Nr. 261) gemeldet, daß bei Victoria (Vancouver-Insel) eine große
Boje angetrieben sei, die nach ihrer Bezeichnung von der Amur-
mundung herstammte. Andererseits sind Treibhölzer, namentlich
Koniferen, aus den pazifischen Flüssen Nordamerikas stammend,
nicht ganz selten im nördlichen Aequatorialstrom angetroffen
worden , wo sie wie im Nordatlantischen Ozean vorzugsweise
nach der rechten Seite hin abkurven und in dem wind- und
stromstillen Meer unter dem Barometermaximum sich ansammeln;
es ist das der nach Fleurieu benannte, in Marchands Welt-
reise zuerst erwähnte „Stromwirbel**, in mancher Hinsicht ein
Aequivalent der Sargassosee. (Vgl. Einzelheiten bei Maury,
Sailing Directions , II , 801 , z. B. von den Johnston • Islands in
17° N. Br., 169,5° W. Lg.)

Dieser kalifornische Strom ist im Winter unbeständig
nach Richtung und Stärke, aber doch im ganzen Jahr
aus den Isothermkarten sehr wohl zu erkennen. Im
Durchschnitt werden ihm 14 Seemeilen Geschwindigkeit
zugesprochen, doch verzeichnet Evans südlich der Re-
villa-Gigedos 30 bis 36 Seemeilen. Eine schärfere Ab-
grenzung gegen den warmen Gegenstrom nahe an 10 0
N. Br. ist nach dem vorliegenden Material nicht auszu-
führen.

7. Die Strömungen im Nordpazifischen Ozean und
und seinen Nebenmeeren nördlich 45° N. Br. sind auf
den Karten nicht in rechter Uebereinstimmung dargestellt ;
nach Dalls neuerer kritischen Untersuchung und anderen
amerikanischen Quellen ist darüber folgendes zu bemerken.

Die Kuro-Shio-Trift wird, gemälA den für Strömungen
allgemein geltenden Gesetzen, bei ihrem Auftreffen auf
die Westküste Nordamerikas sich teilen, indem vielleicht
die Hauptmasse nach S, ein kleinerer Bruchteil aber nach
N ausweicht. Dieser Strom ist denn auch den Seefahrern
sehr wohl bekannt entlang der ganzen Fjordenküste nörd-
lich Vancouver in den Aljaskagolf hinein, wo er sich nach
W und SW wendet (U. S. Coast Pilot of Alaska I, 1809,
66 f.); er besitzt eine Stärke von 10 bis 20 Seemeilen
täglich, nahe der Küste vielfach mehr, doch scheinen Ge-
Krümmel , Ozeanographie IT. 32

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498

Strömungen der Beringsee.

zeitenströme dabei im Spiel. Irgendwo wird dieses ent-
lang der Aljaskaküste und den Aleuten nach SW setzende
Wasser sich wieder mit dem wärmeren Mutterstrom ver-
einigen. Die Stelle, wo an der westamerikanischen Küste
die Teilung des Oststroms in diesen nördlichen und den
kalifornischen südlichen Ast vor sich geht, ist nicht leicht
auszumachen. Nach dem britischen Atlas der Oberflächen-
temperaturen liegt dieselbe etwa an der Mündung des
Columbiaflusses, während Evans noch nördlicher als bei
Vancouver südliche Strömungen annimmt, was ganz den
Wassertemperaturen widerspricht. Nach der Luftdruck-
verteilung und der daraus resultierenden Luftbewegung
zu schliefen, könnte vielleicht dieser Trennungspunkt sich
mit den Jahreszeiten in der Weise verschieben, daß er im
Sommer nördlicher liegt als im Winter.

Das Luftdruckminimum über der südlichen Berings-
see und den Aleuten würde entlang 1 der amerikanischen
Küste dieses Randmeeres südliche bis östliche, an der
asiatischen nördliche Windrichtungen verlangen. Dem
sehr schön entsprechend könnte man die Thatsache finden,
daß Lütke an der Ostküste des Tschuktschenlandes bis
nach Kamtschatka hin südliche Stromversetzungen durch-
aus vorherrschend fand. Südlich von 50° Br. aber war
der Strom nach Krusenstern (1805) östlich (entlang
100° 0. Lg.), wie solches alles auch Heinrich Berg-
haus auf seiner Karte verzeichnet. Wenn seitdem aber
allgemein ein warmer Strom unter dem Namen „Kam-
tschatkastrom" gerade entgegengesetzt durch die West-
hälfte dieses Gebiets hindurch nach iV r ö bis in die Bering-
straße geführt wird, so beruht derselbe lediglich auf den
Temperaturmessungen von Du Petit-Thouars bei seinem
Aufenthalte im Peterpaulshafen und der Awatschabai.
Eine so abgeschlossene flache Bucht wird in dieser Breite
(sie entspricht derjenigen von Bremen) sehr leicht iiu
Sommer so warmes Oberfläch enwasser zeigen können, wie
die Venus-Expedition fand (11° bis 12°); das Wasser im
freien Meer nahe der Küste war denn auch um 2 0 bis
3 0 kälter ( Voyaye de In Vfoms X, 250 ff.). Diesen an-
geblichen Zweig des Kuro-Shio hat darum Dali auf Grund

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I

Strömungen im Ochotskischen Meer.

409

seiner eingehenden Untersuchungen mit Recht als apokryph
bezeichnen können. Er fand als Hauptströmung der Be-
ringsee eine sehr langsame Bewegung des kalten Was-
sers nach S, die immer in der Tiefe vorhanden ist, wenn
die erwärmten Oberschichten im Sommer auch wohl ge-
legentlich nach AT treiben ; indes trägt Dali Bedenken, eine
so langsame und unbeständige Bewegung der Bezeichnung
als Strom zu würdigen. Die Winde und im flachen
Wasser die Gezeiten, daneben aber auch, so setzen wir
mit Hoffmann hinzu, die Fluftwasser der amerikanischen
Küste, beherrschen die jeweilig angetroffenen Strom Ver-
setzungen. Das gilt auch für die Beringstraße.

Die Strömungen im Ochotskischen und Japa-
nischen Meer hat von Schrenck (Mbn. Acad. Päersb.
VII. Str., tonie XXI, Nro 3) untersucht, und seine Er-
gebnisse lassen sich etwa folgendermaßen darstellen und
begründen.

Dichteunterschiede sind neben den Bewegungen im
benachbarten offenen Ozean maßgebend für die Strömungen
im Ochotskischen Meer. In den nordöstlichen Buchten,
der Gishiginsk- und Penshinsk- Bai bildet sich jeden
Winter reichlich Eis, welches im Sommer südwärts triftet
und durch die Erdrotation rechts gedrängt mehr nach
Sachalin und in die Schantarbucht hinüber gelangt, als
entlang der Westküste von Kamtschatka. Dort sammelt
es sich, in dem Winkel hin und her gedreht, bis in den
Sommer hinein an, einen der (ehemaligen) Hauptfang-
plätze der Wale liefernd. Dieses Schmelzwasser, kom-
biniert mit den reichlichen Sütewassermengen, welche der
Amur hinzufügt, geht immer rechts sich an das Land
lehnend, an der Ostküste Sachalins nach S bis zum Kap
der Geduld (50° 15' N. Br.). Auch sonst geht nach
Schrenck die allgemeine Oberflächenbewegung, wie schon
Heinr. Berghaus angibt, im ganzen Ochotskischen Meer,
auch entlang der Westküste Kamtschatkas (?), nach S.
Zwischen den Kurilen kennt Schrenck vorherrschend
südwestlichen Strom; es ist das die Fortsetzung der aus
der Westhälfte der Beringsee nach S setzenden Kalt-
wasserbewegung. Diese teilt sich nun an der Nordostecke

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500

Strömungen der Japansee.

von Yeso und bleibt mit dem einen Zweig im Oeliots-
kischen Meer, sich der Laperousestraße zuwendend. Die
Hauptmasse des Stroms aber setzt an der Ostseite der
Japanischen Inseln südwärts, wo wir sie oben als Oya
Shio schon erwähnten.

Die Verhältnisse in der Lapdrousestraße selbst sind
abhängig von den Wasserbewegungen des Japanischen
Randmeers oder der Japanischen „ Inlandsee *, wie die
Seeleute sie nennen. Auch hier ergießt sich von der
AmurmUndung her Flußwasser und leichtes Schmelzwasser
des Wintereises entlang der Festlandküste Asiens weit
nach S über Wladiwostok und die Possjetbai hinaus, ja
höchst wahrscheinlich auch noch an der Ostküste Koreas
sich fortsetzend: eine Strömung, welche bei Schrenck
den etwas ungeschickt gewählten Namen des Limanstroms,
weil aus dem Amurliman herkommend, trägt. An der
Ostseite des Japanischen Meeres aber ist eine entgegen-
gesetzte Wasserbewegung nach N im Gange, welche
Schrenck nach den von ihr bespülten Inseln die Tsu-
shima-Strömung nennt. Diese tritt in die Lape'rouse-
straße von W her ein und bewirkt bei ihrem Zusammen-
stoßen mit der Kurilenströmung einen wirren Seegans
und abwechselnd warme und kalte Streifung im Wasser.
Nach den Temperaturmessungen Schrencks scheint sie
dann auch in die südöstliche Bucht von Sachalin, südlich
vom Kap der Geduld, einzulenken, woselbst das Wasser
erheblich (im September um 4° bis 5°) wärmer ist als
nördlich von demselben. Die Tsu - shima - Strömung ist
von Schrenck auch noch entlang der Südwestktiste von
Sachalin hinaufgeführt, wo sie nach W hin mehr und
mehr zur Kaltwasserströmung der Festlandseite hinüber
abkurvt. Dieselbe warme Strömung tritt auch weiter süd-
lich durch die Sangarstraße , offenbar aspiriert durch die
südwärts gehende Fortsetzung des Kurilenstroms. — Im
Japanischen Randmeer ist also eine kreisende Bewegung
der Oberflächenströme anzunehmen; die Drehung erfolgt,
in einem Sinne gegen die des Uhrzeigers.

Das Gleiche darf man, ebenfalls mit Schrenck
(a. a. 0. S. 43), für das Ostchinesische Randmeer oder

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■

Der Ostaustralstroro. 501

Tung-Hai annehmen. Zunächst besteht eine Strömung
von warmem, dem Kuro-Shio entstammenden Wasser, an
der Südwestseite von Kiushiu nach N und bei Quelpart
(nach Abgabe des Tsu-shiraa-Stroms) nach .Vir entlang der
Westküste Koreas fortschreitend. An der asiatischen Seite
werden die reichlich den Flüssen entströmenden SüfA-
wassermassen , welche an sich eine bloße Tendenz see-
wärts haben, durch die Erdrotation rechts gewendet, also
nach S abfließen. Der koreanische Strom hat demnach
seiner Abkunft nach die doppelte Funktion eines mecha-
nisch erzeugten Teilstroms und eines Kompensationsstroms
für das im Gelben Meer südwärts entführte Wasser. In
die Formosastraße wird dieser ostchinesische Strom indes
nur durch den iVÖ-Monsun im Winter hineingezogen; im
Sommer biegt derselbe nördlich von Formosa in den Kuro-
Shio zurück.

Auch für die Strömungsverhältnisse dieser Meere gilt
die Wahrnehmung, daß allgemein die Winde ihre Stärke
und ihre Richtung beeinflussen, im flachen Küstenwasser
aber auch die Gezeiten. Die Temperaturen des Ostchine-
sischen Meeres zeigen auf den Isothermkarten (besonders
im August) lokal starke Erniedrigungen, welche spezieller
untersucht zu werden verdienen.

8. Der ostaustralische Strom wird in dem offiziellen
Segelhandbuch folgendermaßen beschrieben (Australia Di-
rectory I, 1876, 578): „Es ist eine auffallende Thatsache,
daß während die vorherrschenden Winde an der Ostküste
Australiens von NO im Sommer, von SW im Winter
wehen, dennoch der Strom meistens konstant entlang
diesem Teile der Küste nach S setzt, in einem breit-
geschlängelten Band, in einer Ausdehnung von 20 bis
60 Seemeilen vom Land und mit einer Geschwindigkeit
zwischen l ;t una * 3 Knoten wechselnd, wobei die größte
Stärke nahe den hervorspringenden Punkten vorkommt.
Jenseits der erwähnten Grenzen scheint keine Konstanz
in der Richtung vorhanden; und ganz nahe der Küste,
besonders in den Buchten, sind Neerströme sehr gewöhn-
lich, die dann mit V* bis 1 Knoten nach N setzen. Gerade
entlang dem südlicheren Teile dieser Küste setzt der Strom

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502 Die pazifischen Strömungen.

am stärksten und gegen Kap Howe hin wird er östlicher
als Süd, während er sonst gewöhnlich der Küstenlinie folgt/
Durch diese klare Darstellung, aufweiche schon Hoff-
mann hingewiesen hat, erledigen sich aUe abweichenden
älteren Auffassungen, zwischen denen noch Kerhallet
sich nicht anders zurechtfinden konnte, als indem er
einen stetigen * allgemeinen" Strom und einen nahe unter
Land monsuuartig wie der Wind alternierenden, perio-
dischen Strom annahm. Der erstere ist für ihn die
Fortsetzung des südlichen Aequatorialstroms, welcher süd-
lich von Sandy Cape in der Breite von 300 bis 400 See-
meilen südwärts setzt und mit einem kleinen Zweig Tas-
manien nach W hin umströmt, zufolge einiger im Grunde

Hl

7. bis 9. Januar 1839 nämlich südwestlich und südlich
von Tasmanien schwach ausgeprägte Streifen wärmeren
und kälteren Wassers, offenbar teilweise aus der austra-
lischen Bucht herrührend, antraf, während die Strom-
versetzungen den Tag vorher und nachher östliche, also
normale waren. Autäer dieser tasmanischen Abzweigung
geht aber die Hauptmasse nach SO in die allgemeine
Osttrift der höheren pazifischen Breiten ein. Den „perio-
dischen' 1 Strom hatten schon Krusenstern und Jeffreys
offenbar aus der Kombination der Neerströme mit dem
Hauptstrom konstruiert.

Die Erklärung dieses Stromes, den Findlay dem
Wesen nach richtig der Brasilienströmung zur Seite stellt,
ist einerseits gewiß in dem Drängen des südlichen Aequa-
torialstroms auf das australische Festland zuzuschreiben.
Wie überall in solchen Fällen ist die Stromstärke an den
Küstenvorsprüngen und überhaupt entlang der Küste ge-
steigert. Andererseits aber kann eine so regelmäßige und
durch kräftige Winde unterhaltene Strömung, wie die zu
beiden Seiten von Tasmanien nach 0 laufende, nicht ihren
Weg fortsetzen, ohne nach Kap Howe von N her Wasser
zu aspirieren. Auch hier wie überall muß eben die Be-
wegung in den nächst benachbarten Meeresteilen mit in
Rechnung gezogen werden.

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r

i

Die Westwindtrift südlich 30° S. Br. 503

Der Ostaustralstrom ist Übrigens, wie aus den Iso-
thermkarten zu erkennen und aus seinem Entstehen zu
schliefen, ein relativ warmer Strom. Auch in die Tiefe
hinab zeigt er sich so durchwärmt, wie es einer Strömung
tropischen Ursprungs zukommt. Die Challenger-Expedition
fand östlich von Sydney die Isothermflächen von 15° in
223 m, 10° in 470 ra (im Mittel aus den Sondierungen
Nr. 163 und 164 A), d. h. nahezu so tief wie in der Nähe
der Vitiinseln.

9. Die große südpazifische Ostströmung oder West-
windtrift hat Kerhallet schon richtig charakterisiert,
indem er sie eine von der Südspitze Tasmaniens nach
Osten quer hinüber bis zum südamerikanischen Festland
reichende Strömung nennt. Auch ihre teilweise Zusammen-
setzung aus tropischem Wasser, das ihr von N her durch
den ostaustralischen Strom zugeht, hat er hervorgehoben.
Findlay und Petermann kennen nur dieselben nord-
östlichen Stromrichtungen, wie wir sie oben nach ihnen
schon für den südlichsten Indischen und Atlantischen
Ozean anführten. Duperrey und diesem folgend Heinr.
Berghaus hatten nur zwischen 180° und 130° W. Lg.
(in 50° S. Br.) solches einer antarktischen Triftströmung
entstammende kalte Wasser nach NO und dann O strömen
lassen, was auch Hermann Berghaus auf seinen Welt-
karten annimmt. Andererseits soll nach dem letzteren
und Dr. G. Neumayer entlang der Ostküste Neuseelands
ein (vom südlichen Aequatorialstrom bei den Cooksinseln
südwärts abzweigender) warmer Strom nach S vordringen,
sich zwischen der Campbell- und Macquarie-Insel mit einem
von Tasmanien (bei Neumayer von Ostaustralien) her-
kommenden ebenfalls relativ warmen Strom vereinigen,
um dann das Südpolarmeer im NO von Ross' Victoria-
land offen und eisfrei zu machen. Quer über dieses System
hinweg setzt aber noch eine Ostströmung, welche bei
Neumayer vom Südkap Tasmaniens bis nach der West-
küste Südamerikas zwischen 45° und 50° S. Br. verläuft,
bei dem jüngeren Berghaus aber schon entlang der
Westküste von Neuseeland nach NO und N ausweicht.
Bei Berghaus taucht die kalte Ostströmung unter den

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504

Die pazifischen Strömungen

warmen, so weit südwärts verlängerten Ostaustralstrom,
bei Neumayer geht letzterer unter der kalten Ostströ-
mung hindurch. Ein Strombild, so kompliziert, dati es
schon dadurch allein die Kritik herausfordert. — Evans'
Darstellung ist ganz lückenhaft und Hoff mann beschrankt
sich darauf, seine Bedenken gegen diese Anordnung aus-
zusprechen und darauf hinzuweisen, daß nach den ihm
vorliegenden Daten ganz Neuseeland zu beiden Seiten von
nördlich gerichteten Strömungen umgeben sei.

Eine auf Grund des (oben S. 486 schon erwähnten)
reichhaltigen Materials der See warte vorgenommene Unter-
suchung führte zu sehr viel einfacheren Vorstellungen,
welche auf der diesem Bande beigegebenen Uebersichts-
karte ersichtlich gemacht sind.

Beginnen wir im W bei Tasmanien, so sind daselbst
die östlichen Strömungen durchaus tiberwiegend; von
warmen Querströmen zeigen die Schiffsjournale keine Spur.
Ebenso herrschen östliche Strömungen südlich Neuseeland
und in der Nachbarschaft von 50° S. Br. so weit hinaus
nach Osten, wie das Material nur vorliegt. An der Kon-
tinuität der grolaen Ostbewegung dieses Ozeans mit der-
jenigen des südlichen Indischen Ozeans von Kerguelen ab
ist für mich kein Zweifel.

Der von Tasmanien kommende Oststrom trifft auf
die Südinsel Neuseelands (Tewahi Punamu) und erleidet
hier eine interessante Spaltung, nicht wie man erwarten
sollte, am südwestlichsten Kap Providence (46° S. Br.),
sondern erst in ca. 44° S. Br. zwischen Milfordsund und
Jacksonbai : südlich von dieser Breite setzt der Strom mit
24 Seemeilen Geschwindigkeit nach S um die Insel herum,
den Schiffen trotz günstiger Südwestwinde nicht selten
das Vordringen nach N hin erschwerend; nördlich von
Jacksonbai (43° 58' S. Br.) geht der Strom entschieden
nach Nordosten (New Zealand Pilot 1875, 288). Diese
Stromteilung ist vielleicht darum nicht ganz ein klassi-
sches Beispiel für das Ausweichen der durch den Wider-
stand des Landes getrennten Strahlen auch in der Rich-
tung des spitzen Winkels, weil die starke Ostströmung
südlich der Südinsel und von Stewartinsel aspirierend nach

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Die Westwindtrift südlich 30° S. Br

505

N hin einwirkt. Der Nordstrom umspült, wie schon
Hoffmann richtig bemerkt, die ganze Westküste der
Südinsel und biegt dann in der Cookstraüe ostwärts. Die
Ostktiste der Südinsel ist, wie aus den von Hofiniann schon
angeführten Beobachtungen bei Nuggets Point (N. Z. Pilot
p. 228) und der Bankshalbinsel (p. 211) hervorgeht, eben-
falls von nördlichem Strom bestrichen. Auch weiter in
See bestätigen denselben deutsche Schiffstagebücher viel-
fach in ungefähr der gleichen Stärke (20 bis 24 See-
meilen), wie an der Küste.

Der Ostaustralstrom raulA daher nach diesen Aus-
einandersetzungen, wie schon oben angegeben, von Kap
Howe ab nach 0 umbiegen und den von Tasmanien kom-
menden Strom an dessen linker Seite begleiten. Die so
kombinierte Ostströmung trifft dann auf die Nordinsel
Neuseelands (Ika na Maui), an deren Westküste bis zur
Cookstratee hinunter südöstlicher Strom nach deutschen
und englischen Angaben vorzuherrschen scheint. Die Nord-
westspitze der Nordinsel, Kap Vandiemen und die Drei-
königsinseln liegen im Bereiche sehr deutlicher Nordost-
strömungen ; abweichende Richtungen sind unter 1 1 Fällen
zweimal beobachtet. Die mittlere Stromstärke beträgt
16 Seemeilen, ansteigend bis zu 24. An der Nordost-
kttste der Nordinsel biegt der Strom dann zum Teil
nach SO um und geht in dieser Richtung auch um das
Ostkap weiter, endlich bei den Chathaminseln sich mit den
um die Südinsel und durch die Cookstraße gegangenen
Stromfäden zu einem fortgesetzt östlichen Strom ver-
einigend.

Ein anderer Teil der um Kap Vandiemen gelangten
Ostströmung setzt in Ost- und Nordostrichtung auf die
Kermadecgruppe zu und vereinigt sich dabei und noch
weiter östlich mit den ihm stetig von N zukommenden
links abgeschwenkten Stromfäden des Aequatorialstroms
(s. oben S. 480). In einigen Fällen sind im Osten der
Kermadecinseln bis nach 1 70° W. Lg. hin Stromkabbelungen,
ebenso auch Temperatursprünge von mäßigen Beträgen,
in den Schiffsjournalen notiert. Doch sind hier die Ver-
hältnisse in keiner Weise so charakteristisch und auffallend

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50(3

Die pazifiachen Strömungen

entwickelt, wie etwa an den analogen Punkten im Brasilien-
oder Agulhasstroin.

Von dieser Stelle an sind südöstliche Strömungen
vorherrschend, südlich von 32° S. Br. und Östlich von
170° W. Lg. sogar östliche. Die Stromstärke hält sich
überall in mäßigen Grenzen, über 24 Seemeilen kommen
selten vor, der Durchschnitt beträgt 10 bis 15. Das gilt
auch für das Gebiet weiter östlich, wo südwärts von
S. Br. östliche Strömungen, nordwärts davon sogar nord-
östliche, also links abkurvende, herrschend gefunden werden.

Diese Darstellung der Strömungen bei Neuseeland
wird noch gestützt durch zwei Triftbahnen; die eine ist
bereits oben erwähnt: das von den Mac Donaldinseln bis
in die Nahe der Chathamgruppe geschwommene Faß Wal-
fischthran (S. 476). Eine zweite Trift hat Maury {Sai-
ling Directiom II, 007) gemeldet, eine Flasche vom Schiffe
„Tuskinaw«, die in 22 yS. Br., 1(39° O. Lg. (südöstlich
von Neukaledonien) ausgesetzt, an der Nordostküste von
Ika na Maui in 36,2° S. Br., 175,3° O. Lg. ans Land trieb.
— Ebenso findet durch unser Strombild die pflanzen-
geographische Thatsache leichte Erklärung, daß die Cha-
thaminseln wie auch die Kermadecgruppe so vielfaltige
Verwandtschaft in ihrer Flora mit derjenigen Neuseelands
zeigen. Auf den Chathaminseln fand übrigens Travers
auch Treibholz, aus neuseeländischen Waldungen stam-
mend (Peterm. Mitteil. 1866, 65. Grisebach, Veget
der Erde II, 538).

Auch weiter nach O hin empfängt der Oststrom noch
stetigen, wenn auch schwachen Zufluß von ^ r her, also
aus dem Aequatorialstrom. Wie schon Hoff mann her-
vorhebt, hatte der „Challenger" von Tahiti bis zu einem
Punkte in ca. 40° S. Br., 133° W. Lg. südliche Strö-
mungen, und östlich von diesem Meridian fanden sowohl
die Challenger- wie die Gazelle-Expedition die Strom-
richtungen zunächst südlicher, bei weiterer Annäherung an
das südamerikanische Festland aber nördlicher als O.

Eine ebenfalls von Hoff mann wieder betont«, aus
Maurys Segelanleitung (Sail. Dir. II, p. 801) entlehnte
Beobachtungsreihe eines von Australien um Kap Horn

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Der Kap-Horn-Strom.

507

segelnden Schiffes ließ in ca. 48 V S. Br., 130° W. Lg.
eine Temperaturerniedrigung erwarten, ähnlich derjenigen,
wie sie den Ostindienfahrern zwischen Tristan da Cunha
und dem Agulhasstrom begegnet. Jedoch enthielten Über
50 gute Schiffsjournale der Seewarte, welche diese Gegend
berührten, nicht die geringste Andeutung eines solchen
Wärmegegensatzes, wie das Maurysche Schiff ihn meldet:
dasselbe wollte westlich jener Grenze eine Wassertempe-
ratur von 16° bis 17°, östlich derselben aber nur von 6°
bis 7° wahrgenommen haben.

In den höheren Breiten zeigt das Auftreten von zahl-
reichen Eisbergen eine nördlich gerichtete Stromkompo-
nente an, welche hier ebenso wie im Indischen Ozean
sich erklären lassen dürfte.

An der amerikanischen Küste angelangt, erleidet der
Oststrom eine Spaltung, die schon Duperrey und Heinrich
Berghaus in ca. 45° S. Br. verlegen.

10. Der Kap-Horn-Strom ist die südliche Ab-
zweigung, welche sich entlang der patagonischen West-
küste gemäß Fosters Untersuchungen nach weiter in
See mehr nach SO und südlich vom Feuerland recht nach
0 und ONO bewegt. Bei Staaten-Land sind die Strom-
versetzungen wohl noch mehr nördlich und leiten hinüber
zum Falklandstrom, wie denn auch Treibhölzer von den
Küsten des Feuerlands auf den Falklandinseln nicht selten
stranden. Was diesen Oststrom hier südlich Kap Horn
so kräftig auftreten läßt, ist die Verengung des Bettes
von iV her. Westwärts von Kap Horn und östlich von
demselben sind starke Ostströme vorhanden, diese müssen
beim Durchgang durch ein engeres Stromprofil notwendig
ihren Lauf beschleunigen; daher hier gar nicht selten
Versetzungen im Betrage von 36 bis 42 Seemeilen notiert
werden, von größeren Einzelfallen ganz abgesehen.

Da die Stromfäden, welche der Küste entlang streichen,
aus etwa 10 Grade niedrigerer Breite stammen, in der
Mitte der „ Kap-Horn-Straße tt näher nach Grahams-Land
hinüber, nahe 60 0 S. Br. aber antarktisches Wasser sich
dazwischen mengt, so ist es eine allen Südseefahrern ge-
läufige Thatsache, daß sie beim Kreuzen gegen die herr-

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r>08

Die pazifischen Strömungen.

sehenden westlichen Winde näher an Land wärmeres (oft
um 3°) Wasser treffen als weiter in See. Dieses leicht
erklärliche Faktum hat zu der merkwürdigen Eintragung
einer warmen Strömung geführt, welche von dem (nicht
vorhandenen) warmen ostpatagonischen Strom durch die
Le-Maire-Straße südwärts und dann dicht unter Land
westlich und nordwestlich setzend von Hermann Berg-
haus und Mühry angenommen wird. Schon ein Blick
in Heinrich Berghaus* Darstellung dieser Stromver-
hältnisse hätte diese beiden Hydrographen von ihrem Irr-
tum überzeugen müssen. „Nie, 14 erzählt Kapitän Fitz Roy,
„sah ich die Strömung nach Westen laufen, immer hatte
sie eine östliche Richtung, der Wind mochte wehen aus
welcher Weltgegend er wollte; eben dieses finde ich in
den Tagebüchern der preußischen Schiffahrten (der See-
handlung) bestätigt; es ist eine Folge der herrschenden
Westwinde, die dem Wasserzuge eine Kraft mitteilen,
welche der dann und wann eintretende Ostwind nicht zu
überwältigen vermag" (Allgem. Länder- und Völkerkde.
I, 573). Krusenstern, King, Foster bestätigen das
durchaus. — Die Abkunft dieser küstennahen Stromfaden
aus niederen Breiten ist vielleicht auch die Veranlassung
dafür, daß gerade nahe Kap Horn Eisberge außerordent-
lich selten gefunden werden; der Hauptzug derselben
führt etwa (30 bis 1 00 Seemeilen südlich von dieser Insel
vorüber. Auf seinen zahlreichen Südseefahrten hat Kapitän
Haltermann, jetziger Assistent der See warte, nur zwei
kleine Eisberge in unmittelbarer Nähe des Feuerlandes
westlich vom Kap Horn erblickt, das ganze Aussehen
derselben aber gab ihm die Ueberzeugung, daß dieselben
irgend einem der Fjordgletscher in nächster Nähe ent-
stammten. — Die höhere Temperatur dieses Küstenwassers
begünstigt dann auch weiterhin nach Umströmung der
Staateninsel auf der patagonischen Bank das Auftreten
relativ hoher Oberflächenwärme in nächster Nähe des
Landes gegenüber dem mehr aus der Mitte der Kap-
Horn-Straße stammenden kalten Wasser des eigentlichen
Falklandstroms nahe östlich von der Küstenbank (s. oben
S. 443).

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Der Perustrom.

509

11. Der peruanische, auch Huniboldtstrom ge-
nannt, ist die nördliche Abzweigung der großen West-
windtrift der südpazifischen Breiten. Eine sehr lehrreiche,
wenn auch in ihren Auffassungen heute vielfach nicht
mehr haltbare Monographie Alexander v. Humboldts
(abgedruckt in Berghaus' allgem. Länder- und Völker-
kunde I, 575 ff.) gab zuerst ein umfassendes Bild von
dieser kalten Nordströmung, in der Humboldt ein kon-
trastierendes Gegenstück zum Florida-Golfstrom erblickte.
Daß nicht er die Strömung entdeckt hat, sondern daß sie
schon den Konquistadoren bekannt war, ist bereits oben
erwähnt; diesen selben spanischen Seeleuten war auch
die niedrige Temperatur seiner Küstengewässer schon so
geläufig, daß sie damals, wie das noch heute geschieht,
ihre Getränke in ihren Tiefen zu kühlen pflegten. Nur
daß in einer Breite, gleich derjenigen von Bahia an der
gegenüberliegenden Küste oder der nördlichsten Spitze
Australiens in der Torresstraße , das Seewasser kälter
werden könne als in unseren Nordseebädern im Sommer, das
konnte erst A. v. Humboldt erweisen, als er nach Ueber-
schreitung der Kordillere bei Truxillo das Thermometer
in das Wasser tauchte und nur 1 6,0 0 und bei Callao nur
15,5° fand. Wir wissen, daß dieses «kalte Wasser nicht
. an der Oberfläche, von hohen südlichen Breiten kommend,
hierher gelangt ist, sondern daß es diesen Weg nur in
der Tiefe durchmessen haben kann (S. 310). Die mo-
dernen Untersuchungen des Stroms haben auch ergeben,
daß er bei Valdivia und südlich davon, wie Alfred Hett-
ner auf Grund der britischen Publikation über das Klima
des Kap-Horn-Meeres zeigte, nicht kälter ist als die Luft.

Die Darstellung von Heinrich Berghaus trifft darin
mit der modernsten bei Hoffmann zusammen, daß ein
ausgeprägter Nordstrom nur in einer schmalen, nicht viel
über 100 Seemeilen messenden, sich an die Küste an-
schmiegenden Zone angetroffen wird. In diesem Streifen
beträgt die durchschnittliche Geschwindigkeit 15 Seemeilen
in 24 Stunden. In einigem Abstände von der Küste aber
werden die Stromversetzungen unregelmäßig, so daß auch
solche nach SIT und S vorkommen, immer aber sind sie

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510

Die pazifischen Strömungen.

ganz schwach und für die Navigation ohne Bedeutung.
Wenn aber Heinrich Berghaus aus einer Reise des
preußischen Schiffes „Mentor* im Oktober 1823 eine
recht Östliche Strömung zwischen 20 0 und 30 0 S. Br. in
einigem Abstände von der Festlandküste in seine Karten
eintrug, so hätte das schon, seitdem Findlay die Beob-
achtungen von Kotzebue, Lape'rouse und Lütke da-
gegen anführte, zur Tilgung dieses Stromes auf den
neueren deutschen Karten führen müssen, was A. Hettner
gleichfalls schon hervorgehoben hat.

Der Perustrom ist also ein schwacher Strom; ge-
legentlich auftretende Nordwinde kehren ihn auf große
Strecken hin leicht um, aber es sind freilich die Süd-
winde, wie schon Varenius hervorhob, hier die herr-
schenden. Nahe der Küste, in den Buchten und Baien,
werden Neerströme angetroffen, und in vielleicht durch
besonders lebhaften Auftrieb hervorgerufenen abnormen
Fällen hat man wohl auch weiter in See bei Südwind
noch Südströme gefunden: so nach Lartigues De-
scription de la cote du Perou das Schiff „La Clorinde*
1822 und 1823.

In etwa 5 0 S. Br. verläßt der Perustrom die Küste
und wendet sich mit zunehmender Geschwindigkeit, vom
südlichen Aequatorialstrom aspiriert, nach NW und bei
den Galapagos-Inseln nach W. Das Abbiegen des Stroms
hat Hoffmann schon richtig so erklärt, daß einmal die
Konfiguration der Küste den Strom von Arica ab nach
NW drängt, wobei auch die Erdrotation sein Rechtsab-
schwenken verhindert, während zweitens der außerordent-
lich kräftige und regelmäßige Südostpassat ihn ebenfalls
nach W hin aspiriert. „Zwischen 5° und 10° S. Br.
wehen 90°/o aller Winde in den kalten Monaten aus SO:
es gibt kaum irgend eine Passatregion der südlichen
Hemisphäre, wo der Passat so vorherrscht, und in der
nördlichen überhaupt keine," berichtet Wojeikof nach
Beobachtungen, die Coffin aus dem genannten Gebiet
zwischen 85 0 und 98 0 W. Lg. zugegangen waren. —

Auch im Südpazifischen Ozean besteht also ein Kreis-
lauf um das barometrische Maximum, in einem Sinne

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Der „Küstenstrom".

511

gegen den Uhrzeiger rotierend und den Raum zwischen
4° N. Br. und 50° oder 55° S. ßr. einnehmend. Wie
überall in diesen merkwürdigen Zirkulationen liegt östlich
von dem Gebiete hohen Luftdrucks der äquatorwärts,
westlich der polwärts führende Teil derselben. Auf die
große Aehnlichkeit dieser Anordnung mit der gleichen
in dem Verlaufe der unteren Luftströmungen hat schon
P. Hoffmannn mit Recht hingewiesen.

Nachdem wir so die durch die Ozeane dahinschrei-
tenden Strombewegungen der Reihe nach uns vorgeführt
haben, wird uns wohl die Behauptung gestattet sein, daß
wir zu einem wirklichen Verständnis der für dieselben
wirksamen Ursachen nur dann gelangen können, wenn
wir sie in ihrem gesamten Zusammenhange betrachten,
keinen Strom für sich allein, isoliert erklären wollen,
sondern immer der Regel des alten Varenius eingedenk
bleiben: $i pars Oceani movetur, totus Oceanus movetur.

Tl. Einwirkung: der Meeresströmungen auf die Kflstengestalt.

Wir haben bei früherer Gelegenheit (oben S. 101 ff.)
in umständlicher Weise die mechanischen Einwirkungen
der Brandungswelle auf die Ausgestaltung des Strandes
und damit der Küsten überhaupt erörtert. Käme hierbei
nur die Wellenbewegung allein in Betracht, so würde die
wirklich vorhandene Küstengestalt, namentlich die so auf-
fallend regelmäßige Form des Sandstrandes doch unerklärt
bleiben. Ferner finden die von der Brandung am Ab-
bruchgestade gelösten Materialien sich nicht bloß in der
nächsten Umgebung der Ursprungsstelle, sondern werden,
nach einiger Umgestaltung, an der Küste entlang sehr
häufig auf große Entfernungen hin fortgetragen. Die
Wasserbautechniker kennen diese Stoffe als „ Wandersände *
(franz. sables voyayeuscs) und sind genötigt, sie bei allen
Ufer- und Hafenbauten am Meere auf das sorgsamste zu
beachten. Die Kraft aber, welche diese Geschiebe oder
Sände die Küste entlang fortträgt, nennen sie den „Küsten-
strom".

512 Einwirkung der Meeresströmungen auf die Kü3tengestÄlt.

Würden die Wellen genau senkrecht auf den Strand
auflaufen, so würde jedes Sand- und Kieskörnchen mit
der Welle wohl vor- und zurückgeschoben werden, aber
im Grunde genommen seinen Platz nur in einer Richtung
mehr nach seewärts verändern können. Das ist nun bei-
nahe nirgends der Fall, sondern die Wellen laufen etwas
schräge auf das Ufer hinauf, und der Rückstrom führt
die Wasserteilchen nicht in derselben Bahn wieder zurück,
sondern man bemerkt bei stärkerem Wellenschlage sehr
deutlich, dato es auch beim Rücklauf noch eine dem
Strand parallele Komponente in seiner (parabolischen) Bahn
enthält. Die Geschiebekörnchen werden also in Zickzack-
bahnen nicht nur abwechselnd auf- und abwärts getrieben,
sondern erleiden auch eine gewisse horizontale Verschiebung
entlang dem Strande. Es ist hierbei gleichgültig, ob die
Brandung von frisch erregten, „gezwungenen" Wellen,
oder von Dünung, also „ freien tt Wellen, erzeugt ist.
Der sogenannte Küstenstrom ist damit seiner Richtung
und Stärke nach durchaus variabel; Stürme mit auflandi-
ger Richtung können in einzelnen Fällen einen sehr
heftigen Küstenstrom und damit ganz staunenswerte
Massenverschiebungen von Sand und Kies erzeugen, so
da Ii hier, wie bei der abradierenden Thätigkeit der Bran-
dungswelle, die stürmischen Winde von größerer Bedeu-
tung werden, wie die mittleren Windbewegungen und die
davon abhängigen Trifterscheinungen. Die Handbücher
für den Wasserbau (Hagen, Sonne und Frantzius)
oder den Hafenbau (Voisin-Bey, Keller) enthalten die
reichste Fülle von Beobachtungen über die hier in Be-
tracht kommenden Vorgänge, die in der Ausbildung von
Sandstrand, Bänken, Nehrungen u. s. w. bestehen. Auch
in Richthofens Führer für Forschungsreisende ist alles
Wesentliche dargelegt.

Die vorherrschende Richtung des „ Küstenstroms* läßt sich
nicht selten aus der Beschaffenheit des wandernden Materials un-
mittelbar entnehmen. Die Kreidegestade der französischen Kanal-
k iiste liefern ein viel citiertes Beispiel: die Feuersteinknollen
bleiben, wie bereits oben (S. 109) bemerkt, in der Nähe des
Strandes, während der feine Kalk vom Rückstrom der Welle ic
die Tiefe geschwemmt wird. Aber trotz ihrer bedeutenden Härte

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Der „Küstenstrom«.

513

rollen, schieben und zerren die Wellen sie eo kräftig hin und
her, daß selbst dieses harte Flintgestein sich mehr und mehr
abschleift und die Knollen an Volum stetig Yerkleinert werden.
Wandert man von Dieppe aus entlang dem Strande ostwärts, so
findet man das Strandmaterial stetig von feinerem Korn : westlich
von Boulogne ist grober Kies, aus Feuersteinstticken bestehend,
vorherrschend, doch ist er hier schon weniger grob als bei Dieppe.
Bei Calais werden die Steinchen noch kleiner und es finden sich
schon große Massen von Sand dazwischen; sie verschwinden bei-
nahe ganz bei Dünkirchen und weiterhin sieht man nur Sand-
ablagerungen. Ganz dieselbe Erscheinung wiederholt sich auf der
Insel Rügen. Unter dem Vorgebirge Arkona besteht der schmale
Strand wieder nur aus Feuersteinen, die den Kreideklippen ent-
stammen. Verfolgt man das Ufer in südlicher Richtung, so tritt
sehr bald der Sand auf, und wie die schmale Nehrung beginnt,
welche als sogenannte Schaabe die Tromper Wieck von den
Binnenseen trennt, findet man nur selten noch Feuersteine, und
zwar bereits vollständig abgerundete (Hagen, Wasserbau III, 1,
215). Wir sehen, nebenbei bemerkt, an der von starken Gezeiten-
strömen bestrichenen Kanalküste also genau dieselben Aeuße-
rungen des „ Küstenstroms u , wie in der fast gezeitenlosen Ostsee.

Da für den Küstenstrom und den Transport der
Wandersände die stürmischen Winde, und zwar wegen
der Dünung an ozeanischen Küsten nicht einmal die ört-
lich herrschenden, maßgebend sind, so erklärt sich auch,
weshalb die regulären Meeresströmungen sehr häufig für
gänzlich unbeteiligt an dem Aufbau und der Ausgestal-
tung der Küsten gelten müssen. Nur wo die Stürme aus
der gleichen Richtung wehen, wie die vorherrschenden
Winde überhaupt, hat man einen klaren Effekt vor sich:
so an der altpreußischen Küste, wo die Oeffhungen der
Haffe jedesmal sich am nördlichen Ende der Nehrungen
befinden. Wenn in vielen anderen Haffen und Strand-
lagunen diese Oeffhung ganz der Einwirkung der nor-
malen Meeresströmung entgegen an dem Luvende der
Nehrung sich findet, so muß im einzelnen jedesmal erst
festgestellt werden, ob der die Wandersände hauptsäch-
lich transportierende „ Küstenstrom " , d. h. die ihn er-
zeugenden örtlichen Stürme oder vielleicht die an der Küste
brandende Dünung nicht eine ganz andere Richtung haben.
Da diese scheinbar abnormen Fälle meist an außereuro-
päischen Küsten liegen, von denen kaum Beobachtungen
hierüber, ja oft nicht einmal detaillierte Karten zu haben

Krümmel, Ozeanographie II. 33

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514

Erosion durch Meeresströmungen.

sind, so mag dieser Punkt späteren Studien empfohlen
bleiben.

Eine wertvolle Untersuchung nach dieser Richtung gab kürz-
lich Dr. Pechuel-Lösche im „Globus* Bd. 50, 1886, Ö. 39 und
55; doch ist die Unterscheidung von Küstenstrom und gewöhn-
licher Meeresströmung von ihm nicht klar genug erkannt. Dennoch
ist seine Ansicht, daß die an der westafrikanischen Tropenküste
brandende Dünung, namentlich die „Kalema" der südlichen Breiten,
Strandraaterial nach Norden transportiert und damit Sandzungen,,
Nehrungen u. dgl. erzeugt, unzweifelhaft richtig.

Auch die feineren Sinkstoffe, welche durch die Flüsse
den Meeresströmungen Übergeben werden, gelangen wohl
meist schon in der Nähe des Landes zur Abscheidung,
kraft jener merkwürdigen molekularen Prozesse, welche
dem Salzwasser eigentümlich sind (s. oben S. 114). Un-
zweifelhaft aber beweist das Auftreten roter Litoralsedi-
mente entlang solchen Tropenktisten, deren Flüsse Laterit-
flächen entwässern, daß solcher Transport doch immerhin
über hundert Seemeilen betragen kann (Bd. I, S. 67).

Wie schon Richthofen (Führer für Forschungs-
reisende S. 375) richtig bemerkt, gelangt zwar im Florida-
strom selbst in Tiefen von 1000 m kein Schlamm zur
Ablagerung, sondern von 150 m Tiefe ab bis 600 m hin
und bis zu einer Entfernung von 100 bis 200 km von
der Küste ist sein Bett mit feinem Sande (nach Verrill
meist Quarz), Bruchstücken von Schaltiergehäusen, Ko-
rallen und Rhizopoden bedeckt. Aber das ist doch nur
eine ganz lokale Kraftäußerung, die sich nicht allzu häufig
wiederholt (vgl. die Beschreibung des Wyville-Thomson-
Rückens oben S. 293).

Wenn somit die aufbauende Thätigkeit der eigent-
lichen Meeresströmungen von sehr untergeordneter Art ist,
so darf dies noch mehr gelten von ihrer erodierenden
Wirkung. Diese wurde früher womöglich von den Geo-
logen noch mehr überschätzt als die erstere. Schon
Kolumbus hat den Gedanken ausgesprochen, daß die Menge
der Inseln im Antillenmeer und ihre gleichförmige Ge-
stalt bei vorherrschender Richtung von O nach W den
Meeresströmungen zuzuschreiben sei, und Humboldt fand
diese Ansicht „den Grundsätzen der positiven Geologie

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Erosion durch Meeresströmungen. 515

angemessen" (Krit. Unters. II, 75 f.); unter den heutigen
Geologen dürfte indes wohl keiner gefunden werden, der
diese Anschauung in der gleichen Ausdehnung teilte.
Gegenüber einerseits den großen Dislokationen der Erd-
rinde, welche die moderne Geologie als Einbruchsgebiete
in den Nebenmeeren und als Bruchränder an den ozeani-
schen Festlandküsten kennen lehrt und andererseits gegen-
über der Abrasionswirkung der Brandung kann auch
wieder nur der „ Küsten ström * als ein beachtenswerter
Faktor Geltung beanspruchen, während die eigentlichen
Meeresströme durch ihre sehr langsame und nach der
Tiefe hin schnell abnehmende Geschwindigkeit nur eine
lebendige Kraft von ganz verschwindendem Effekt re-
präsentieren. Schon die alternierenden Gezeitenströme
übertreffen sie darin bei weitem. So z. B. in der Straße
von Dover, deren Boden auf so große Strecken hin an-
stehendes Gestein zeigt. Ja es kann kaum ein Zweifel
bestehen, daß die Durchbrechung des ehemaligen Kreide-
Isthmus zwischen Dover und Calais, ebenso wie die Ab-
lösung der Insel Wight, hauptsächlich ein Werk der
Gezeitenströme ist, welche auch die Halbinselnatur von
Neuschottland durch die riesigen Fluten der Fundybai
untergraben, wie dies auch von Rütimeyer und Burat in
den Küsteneinschnitten (Bios) der Bretagne im einzelnen
beobachtet worden ist. Solchen Leistungen gegenüber
können die erodierenden Effekte des Küstenstroms schon
geringfügig genannt werden. Dennoch hält Richthofen
(Führer S. 375) es „ angesichts der Offenhaltung von
Meeresstraßen, wie der Meerengen von Gibraltar, Bos-
porus und Dardanellen, für wahrscheinlich", daß auch die
gewöhnlichen Straßenströme erodierend wirken. Insbe-
sondere nimmt er „als sicher an, daß sie das gelockerte
feine Korn von den Wänden solcher Tröge forttragen,
und als wahrscheinlich, daß die Corrasion eine nicht un-
bedeutende Rolle spielt*. Allerdings ist die Länge der
Zeit hier ein Faktor, der auch minimale Wirkungen
schließlich zu einem nicht mehr zu vernachlässigenden
Endeffekt anwachsen lassen kann, obwohl sie doch den
anderen stärker wirkenden Erosionskräften noch mehr zu

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516

Erosion durch Meeresströmungen

gute kommt. Also auch hier würde nur eine sehr ein-
gehende Untersuchung gestatten, genau abzuwägen, was
an abtragenden Leistungen der Brandung und dem Küsten-
strom oder dem Gezeitenstrom oder dem eigentlichen
Meeresstrom zuzuschreiben ist.

Die Richtung , in welcher solche Untersuchungen sich zu
bewegen haben, ist schon ziemlich klar vorgezeichnet in Theobald
Fischers Studien über die Küsten von Algerien und Tunesien
(Peterm. Mitteil. 1887, S. 1). Es ist darin die sehr zutreffende
Ansicht ausgesprochen, daß die Stoffe, welche die Brandung an
der Nordküste Kleinafrikas abradiert (durch den hier mit dem
herrschenden Meeresstrom identischen „Küstenstrom", setzen wir
hinzu), in den Golf von Tunis hineingetrieben sein dürften. In
ähnlicher Weise putzt die im Winter herrschende Meeresströmung
und der immer östlich setzende „Küstenstrom* 1 an der asturisch-
baskischen Küste die Abrasionsprodukte hinweg und führt sie
den Dünenküsten der Landes zu; vielleicht hat auch der „Küsten-
ström", den die Südoststürme des Golfs von Lion erregen, die
Funktion, von der Riviera an bis nach Marseille und dann weiter
in das flache Meer westlich der Rhonemündungen seine Wander-
sände zu transportieren, wahrend gleichzeitig durch dieselben
»Stürme An der Küste von Roussillon die Abrasionsprodukte der
Felsgestade der Ostpyrenäen nach Norden hin entführt werden,
wo sie dann (nach Voisin Bey) bei Agde mit denen des Golfs von
Lion zusammentreffen. Eine weitere Ausführung dieser Gesichts-
punkte würde hier indes nicht am Orte sein.

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Alphabetisches Namen- und Sachregister.

A.

Abbot ii,

Aberdeen I^ 263.
Abflußströmung IL» 340.
Abrasion II, 1Q1 ff.

— A.sprozesse an den weichen
Küsten II, lül ff.

— am harten Felsgestade II,
110 ff.

— bei Niveauverschiebung II,
113.

Abgtract log I, 188,
Acapulco

— Stoßwelle von Iquique bis A.
II, 122,

— hohe Temperatur im Hafen
von A. II, 492.

„Achta", russ., Messungen von
Lufttemperaturen Im Atlan-
tic und Pazific von £. Lenz
I, 222 f.

Aconcagua L> 108.

Azoren s. Azoren.

Aden I, 119. 178 f. 315. II, 310.

— Golf von I. 112, II, 469.
— Temperaturmessung im

II, 317.

Admiralitäts-Inseln 1ÜL 2&L

— Korallenschlamm bei den A.

L, 68.

— größte Tiefe zwischen ihnen
und Japan I^ 126.

Adour II, 27Ü, 2m
Adriatisches 3Ieer L m II, 329.

— — Bodenbe8chaffenheitI,95f.

— — Verteilung des spezifischen
Gewichtes und Salzgehalte»
L 121 f .

— — Dichtigkeitsmaximum 1^

232.

Temperaturverteilung

266.

Gezeiten II, 219 f.

— — Unterschied der Flutgröße
an Ost- und Westseite II, 255.

— — Spiegel desselben liegt
unter dem Ostseespiegel IL,

Strömungen II, 467.

„Advance", amer., Drift der-
selben 1^ 379.

Adventure-Btinke 1^ 9Ü; 93.

Aegäisches Meer, Ableitung des
Namens II, ELL

— — Strömungen II, 467.

Tiefen Verhältnisse I, 94*.

L 172. IL 81, 143 f. IüS

Anm. L
Aequatoriale Gegenströmung I^

153.. 152 f. 19L H, 32k S3(L

335. 368. 470. 489 ff.
Aequatorial-Kalmenregion 1,205.

219.

Aequatorialrücken I, 24. 77.
Aequatorialströmung, nördliche
II, 3M ff. 484 f.

518

Register.

Aequatorialströmung, südliche
II, 386 ff. 485 ff.

— Theorie der atlantischen A.
II, 393 ff.

Aequinoktialfluten II, 218.
Aequinoktialstrom II, 322.
Afrika, Küstenvermessungen I,
42 f.

— Küstenentwickelung I, 43.

— Bänke an der Ostküste I, 48.

— Ktistenablagerungen von Gui-
nea bis zur Kapstadt I, 67.

— Unterseeische Verbindung
mit Sizilien I, 90.

— zwei unterseeische Verbin-
dungen mit Europa I, 91.

— Depression längs der Küste
im westl. Mittelmeerbecken
I, 92.

— Stürme an der Südspitze L,
217.

— Strömungen an der Mittel-
meerküste II, 466.

Agadir, Temperatur daselbst II,
307.

Agassi z, Ursache der Ausdeh-
nung der Floridariffe nach
Westen I, 270.

Agde n, 516.

Aggerminde IL, 240.

Agulhasbank I, 48. II, 90.

Agulhasstrom, spez. Gewicht in
verschiedenen Jahreszeiten I,
157.

— Vergleichung seiner Tempe-
ratur mit der der Luft I, 225.

— Temperaturmessungen 1, 312.

— kalte und warme Wasser-
streifen I, 320. II, 471 ff.

— von Fournier und Varenius
erwähnt II, 328.

— I, 248. 385. II, 84. 447. 471 ff.
506 f.

Aigion II, 117.

Airae, Bestimmung des Luft-
gehaltes im Meerwasser 1, 135.

— Temperaturmessungen im
Mittelmeer I, 269.

— Verhalten der Orbitalbahnen

d. Wasserteilchen bei Wellen-
bewegung in verschiedenen
Tiefenschichten II, 30 ff. 35.
Aime, stehende Schwingungen
im Hafen von Algier II, 149.

— Vorrichtung zur Messung der
Stromrichtung in grösseren
Tiefen II, 379 f. 392.

Ai ry, unterscheidet forcierte und
freie Wellen IL, 37.

— Steigerung der Wellenhöhe
durch den Wind II, 60 f.
74.

— Umgestaltung der Wellen bei
Abnahme der Wassertiefe IL,
89.

— Brandung bei bedeutender
Wassertiefe II, 90.

— Beobachtungen von Bran-
dung IL, 94.

— stehende Schwingungen des
Wasserspiegels bei Malta II,
147 f.

— stehende Schwingungen von
Swansea und Bristol II, 152.

— Einrichtung der Pegel nach
A. II, 162 f.

— Kanaltheorie der Gezeiten II,
191 ff. 224. 333.

— Erklärung der abnormen Ge-
zeiten von Courtown II, 204.

— Erklärung der rotatorischen
Strömungen II, 237 ff. 246.
248.

— Fl utkurvenvon Christchurch,
Poole und Southampton IL,
272. 274.

— Sprungwelle im Severn II,

276.

— sonst citiert IL, 5 f. 14 ff. 23.
25. 27 f. 35. 175 f. 185 f. 208.
217. 219. 224. 232. 234. 252.
254.

Airysche Formel II, 18. 140. 205.
Alaminos II, 328, 417.
Alaska I, 45. 104. 308. 352. II,

320, 497 ff.
„ Alaska", amer., Erforschung des

Pazific I, 101. 126.

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Register.

519

Alaska", Lotungen an der Küste
von Peru L> 1QZ f .

„Albatros^ 1 , Lotungen im nord-
atlant. Kessel südl. Neufund-
land II, 2QL

— ii, 435,

Albemarle-Insel II, 311,
AI Biruui II, 328.
Albrolhos- oder brasilische Bank
h 4&

Albrolhos-Inseln II, 35.
„Alert", amer., Erforschung des

Pazific I. 101. 1QG.
,,Alert u ,engl.,Nordpolexpedition

unter G. Nares Ii 124 f. 3TL

— Messungen des spez. Gewich-
tes des Meerwassers 1^ 163 f.

— Temperaturmessungen im
amerikan. -arktischen Archi-
pel L 355.

Aleuten L 2L 1Q3. 129. 277. 284.

252 f. ii, m m m

— Verbindungsbrücke zwischen
Amerika und Asien I± 49,

— Temperaturen zwischen Japan
und den A. L, 2£ß f.

— Temperaturen zwischen den
Kurilen und A. 1^ 28ß ff.

— Bodentemperaturen bei den-
selben L 308.

Alexander I.-Land I. 30.
Alexandria I, 94,

— Seebebenwellen in A. II, IlfL
Algerien L, 92, 2£4 II, 149, bUL

— Brandung vor Djidjeli II, 90.
Algier I, 92, 2ß4 f .

— Beobachtungen von Aime auf
der Reede von A. II, 3Q ff-

— stehende Schwingungen im
Hafen von A. II, 149, 15 L 15&

Algoabai I, 48,
Alicante II, IM, 205,
Allmannbucht 1^ 163.
Altenfjord L, 234,
Amazonas L 2iL II, 16Q f. 388.

m f.

— seine Sinkstoffe durch den
Aequatorialstrom fortgeführt
L 6L

Amazonas, mittl. Abflußmenge
L 13L

— Sprungwelle im A. II, 22ß ff.
Amboina L 11L IIS, 119, 314,
Amerika, Küstenvermessungeu

L 42,

— Küstenentwickelung Ij 43,

— Stürme an der Südspitze 1^
2IL

— Wellengruppen an der West-
küste Centraiamerikas II, 52,

— Wahrnehmung der Stoßwelle
vom Erdbeben von Lissabon
in den atlantischen Küsten-
orten II, 118,

Amerikanisch-arktischer Archi-
pel, Temperaturverteilung L
353 ff.

Verhalten des Eises an

Ost- und Westküsten 1^ SSL
L ü79,

Amerikanisches Mittelraeer I^ 2L
Areal nach Krümmel I. 23,

— — Verhältnis der Inselflächen
zur Meeresfläche ^ 49,

— — mittlere Tiefe nach Krüm-
mel t 8£L

Amerikanisches Nordmeer, Was-
serbewegungen desselben IL,
461 f.

Amiranten 1^ 28. 48. EL, 4£9 ff.

Ammianus Marcellinus, Be-
richt über Seebebenwellen II.
116.

Ampanan, Brandung in der Bai

von II, 9L
Amsterdam, Insel L, 112 f. II, 48,

— II, 295,

Amsterdamer Pegel I± 3fi,
Amtschitka II, 132,
Amur 1,2k II, 22Ü, 49L 499 f.
Anachoreten-Inseln 1^ 4fL
Andamanen L, 120, 211. II, 122,
Andamanisches Meer, Strömun-
gen in demselben II, 4(19. 481.
Anden L, 108.
Andrau L> 193,

— Untersuchungen der Tempe-
raturverteilung an der Ober-

520

Register

fläche des Südatlantischen
Ozeans I, 233.

Andrau, über den Agulhas-
strom II, 471. 477.

Andries, schlägt für die Bore
die Bezeichnung „Sprung-
weite vor II, 275.

Andros I, 94. II, 467.

Anemometer I, 200.

Anjer, Stoßwelle von Krakatau
bei II, 124.

Anjou, Lieutenant II, 458.

Annam, Strömung an der Küste
von II, 481 f.

Annapolis, Flutgröße in A. nach
Herschel II, 161.

Annobom-Insel II, 414.

Antarktische Eisbarriere 1, 67. 70.

Antarktischer Kontinent, hypo-
thetisch I, 19.

Antarktischer Ozean (südl. Eis-
meer), Begrenzung I, 15.

— angenäherte Grösse mit den
seitlichen Gliederungen 1, 19.

— Areal nach Krümmel I, 23.

— äussere Umrisse I, 30.

— Tiefe I, 60. 62. 121.

— Verteilung des Luftdrucks I,
211.

— Luft- und Meerestemperatu-
ren I, 226. 357 f.

— Eisverhältnisse I, 374 f. 385.

Antarktisches Becken, die Haupt-
masse der Bodengewässer des
großen Ozeans kommt aus
demselben II, 289 f.

Antibes I, 40.
Anticyklonen I, 202 f.
Antigua, Stoßwelle vom Erd-
beben von Lissabon II, 118.
Antillen I, 26. 75. 228. 100.

— n, 211. 313. 385. 890 f. 396.
398. 418.

Antillenmeer (Karaibisch. Meer)
I, 18.

— Teil des amerikan. Mittel-
meeres I, 23 Anm. 3.

— Tiefen Verteilung und Boden-
gestaltung I, 96 ff. 126.

Antillenmeer, Temperaturvertei-
lung I, 228. 266 f.

— I, 151. 183. II, 203. 211. 307.
329. 362. 392. 395. 422. 514.

Antillenströmung II, 391 f. 394.
397. 422. 424. 428. 480. 436f.

Antoine, Sammlung von Wel-
lenmessungen französischer
Kriegsschiffe II, 45.

— Skala der Windgeschwindig-
keit II, 68.

— Formeln für den Einfluß der
Windstärke auf die Wellen-
höfc> II, 70 f.

Api-Insel I, 801.
Apia I, 110.

— Stoßwelle von Iquique bis A.
II, 122.

Araber II, 328.

Arabien, Vermessung der Küsten
I, 43.

— Kaltwassergebiet an der Süd-
und Südostküste II, 316 f.

— Strömungen an der Süd- und
Südostküste II, 468 f.

Arabisches Meer I, 28. 48.

— — Tiefen- und Bodenverhält-
nisse I, 119.

Beobachtung merkwürdi-
ger Färbung des Meerwassers
I, 179.

Winde in demselben 1, 210.

Temperaturmessungen L,

315 f.

— Strömungen II, 468 ff.
Aräometer I, 141.
Arafurasee I, 300. II, 483. 487.
Arago II, 47 f. 68. 340.

— behauptet die polare Herkunft
des Tiefenwassers II, 284 f.

Arbon II, 126 Anm. 1.

„Arcona", Kapt. v. Reibnitz, Be-
obachtungkalter und warmer
Wasserstreifen am Nordrande
des Kuroshiwo 1, 285. 11,494.

„Arctic", engl., Lotungen im
nördl. Polarmeere 1, 125.

Arendal I, 167.

Arensburg I, 169.

Diqiti zed by Google

Iiegister.

521

Argentinien I, 108.
Argain, Bucht von II, 308.
„Ariadne", Kapt. v. Werner,

Strombeobachtungen im Pa-

zific II, 487.
Arica I, 109. II, 510. ;

— Stoßwellen von dem Erd-
beben von A. II, 120 f. 131.

— Stoßwellen von Iquiqne in A.
II, 121 ff.

Arkansas II, 419 Anna. 1.
Arkona, Flutautograph bei A.
II, 165 Anm. 1.

— II, 513.

Arktischer Archipel, Flächen-
raum I, 29.

— — Meer an seinen Küsten
ganz flach I, 124.

I, 317.

Arktischer Ozean (nördl. Eis-
meer), Begrenzung I, 15.

— — angenäherte Größe mit
seinen seitlichen Gliederun-
gen I, 19.

— — ist ein Mittelmeer I, 21 f.
Areal I, 23.

— — äußere Umrisse I, 28.

— — große Ausdehnung der
Flachküsten I, 46.

— — Tiefen- und Bodenverhält-
nisse I, 122 ff.

— — Verteilung des spez. Ge-
wichtes und des Salzgehaltes
I, 158 ff.

— — Luftdruck- und Windver-
teilung I, 211.

— — Luft- und Meerestempe-
raturen I, 226. 317 ff.

„Armide", franz., Beobachtung
merkwürdiger Meeresfärbung
I, 179.

Arron-Inseln I, 111. 300.

Ascension I, 26. 74. 149. 175.
259. II. 395. 415.

— hohe Brandung bei A. II, 96.

Aschenborn, Kapt. z. 8., Ein-
fluß des Nebels auf die Wel-
lenbewegung II, 82 Anm.

Asien, Küstenvermessungen 1,42.

I Asien, Küstenentwickelung 1,43.
Asowsches Meer I, 169.

ist ein Gebiet starken

Windstaus II, 303 f.
Aspinwall, Stoßwellen v. Kraka-

tau bis A. II, 123 f.
Aspri Thalassa s. Weißes Meer.
„Assistance", engl., Kapt. Edw.
Belcher, Temperaturmessun-
gen im Northumberlandsund
und der Disasterbai I, 354.
Assistancebai , Messungen der

Eisdicke in der I, 370.
„Astrolabe", franz., Kapt. Du-
mont d'Urville, Weltumsege-
lung. Beobachtung von Luft-
und Wassertemperaturen I,
226.

— Wellenbeobachtungen von
Coupvent des Bois II, 50.
68 f.

— Strombeobachtungen im Pa-
zific II, 490 f.

Astrolabehafen II, 490.
Astronomisches Besteck II, 373.
Atalante s. Talanti.
Athos II, 467.

Atlantis, mythische Insel I, 120.
Atlantischer Ozean, Benennung
des bekannten Teils im Alter-
tum I, 14.

— — Begrenzung I, 14.

— — Teilung in Nord- und Süd-
atlantic I, 17.

— — angenäherte Größe des A.
mit seinen seitlichen Glie-
derungen I, 19.

Areal I, 22.

äußere Umrisse I, 24.

— — vierfache Verbindung mit
dem nördl. Polarmeere I, 24.
82.

— — schmälster Teil und größte
Breitenausdehnung I, 25.

3Ienge der in ihn mün-
denden Ströme I, 26.

Inselarmut I, 26. 49.

Küstenvermessungen 1,42.

Niveauvermessungen 1,37 f.

Digitized by Google

522

Register,

Atlantischer Ozean, Verhältnis
der Inselflächen zur Meeres-
fläche L 48 f •

— — Tiefen- und Bodenverhält-
nisse L, 58 f. 62.. 62. 21 ff.
M ff.

spezifisches Gewicht und

Salzgehalt 1^ 13Ü 148 ff.

— — der für den Seeverkehr
wichtigste Teil ^ 10L

Winde I, 2Q5 ff. Stürme

L, 215 ff .

— — Regenverteilung I. 220.

— — Luft- und Wassertempe-
raturen ^ 224 f . 25Ü ff .

— — Treibeisgrenze im Süd-
atlantic I, 385 f.

Dünungen im A. IL, 2L

— — Wellenmessungen v.Paris
II, 43 f. 42 f. ßfi.

Stoßwellen II, 118. 123,

I3fL

— — stehende Schwingungen
an einzelnen Küstenpunkten
II, 152 f.

— — Borgens Untersuchungen
über die Gezeiten II, 2Q5 ff.

— — Spiegel etwas höher als
der des Mittelmeeres II, 295.

— — warmes Stauwasser der
Leeküsten II, 312 f.

— — Strömungen II, 384 ff.

412 ff . 438 ff .

— — Strömungen der atlanti-
schen Nebenmeere II, 442 ff.

Atlantisches Plateau l± 24. II,

2QQ, 21L
Atlas Lj 265.

Atlas des Atlantischen Ozeans,
herausgegeben von der Deut-
schen Seewarte Li 60- 73.
14R f . 126\ 2Q& 22L 8&L IT.
377. 386. 405.

Atschujew II, 304.

Attika, Seebeben wellen II, 115.

— II, 14k

Attlmayr cit. I, 32L II, 420,
„Aurora", Messungen der Luft-
temperaturen im Atlantischen

und Stillen Ozean von L.
v. Schrenck ^ 222 f .
.Ausgewachsene* See IL, öl» 14,

349 f.

Außen wellen II, 135 f.
Australasiati8ches Mittelmeer L,
2L

Areal L, 23,

— — Verhältnis der In sei flächen
zur Meeresfläche ^ 48 f.

— — tägliche Ungleichheit der
Gezeiten II, 220.

— — Strömungen II, 480 ff.
Australgolf, geringes Maß der

Abgliederung vom offenen
Ozean L, 17.
Australien, Küstenvermessungen
t 42.

— Küstenentwickelung L, 43.

— Küstenablagerungen bei A.

— Stoßwellen an der Küste nach
den Erdbeben von Arica und
Iquique II, 120 ff.

— Meerestemperatur an der
Westküste II, 315 f.

— Strömungen an den Küsten
des Indischen Ozeans II, 474 ff.

— Strömungen an der Ostkaste
II, 501 ff.

— I, 294 f. 300, 308, 314 f. IL
47. 50. 133. 137. 220 f.

Austral-(oder Tubuai-)Inseln L

115 f.
Australmonsun 1^ 209.
A watsch abai II, 438.
Azoren I, 26\ 24, 2ß. 82 f . 143,

19S. 214, 224. 259, II, 382.

418. 425 f. 428 f.

— Messung der größten Wellen-
höhe bei den A. II,

— Brandung bei Terceira II, 9£L
Azorenrinne, östliche L, 75 rT.

sl

— westliche L 24 ff. II, 212.
Azorenrücken ^3 24.7fL II, 200.

ed by Google

Register.

523

B.

Baad er , Fr., Strömungstheorie

von II, 332,
Bab-el-Mandeb, Straße von I,

— spezifisches Gewicht ihres
Wassers I, 122..

— Strömungen in derselben II,
297 f.

Babin, Beobachtungen der Eu-
ripusströmungen II, 143 f.

Babnyan-Insel II, 493.

Bache, Angaben über mittlere
Tiefe des Stillen Ozeans I, lük

— Berechnung der Seetiefen aus
Stoßwellen II, 130,

— II, 432,

Backergunge-Cyklone, Höhe der
Sturmflut bei derselben L> 40.

Bunke,Unterscheidung derselben
L 4L

— Farbe des Wassers in ihrer
Nähe L, 12k

— Brandung im Bereiche der
B. IL, 89 f.

— Meerestemperaturen über und
an ihnen II, 362.

Buer, Ursache des hohen Salz-
gehaltes des Karabugasgolfes
II, 292,

— Wirkungen des Windstaus im
Asowschen Meere II, 304.

Bären-Insel L, 123 f. 159 f. 330.

334 f. 337 ff. 341 f.
Baeyer, cit. ^ 35,
Baffinland II, 434,
Baffinsbai L> 25, 3TL 355, 3I&

II, 43Ü

— Tiefe L 125,

— Eisverhältnisse L, 382.
Bahamabank I, 47.
Bahamakanal L, 267.

— Tiefe desselben L 99.
Bahama-Inseln 4L 228, II,

211. m 2£L 411 t". 493,

— erhalten vom Antillenstrom
tropische Wärme II, 392.

Bahamariffe II, 424,

Bahamasee, Teil des amerikan.

Mittelmeeres I, 23 Anm. 3*
Bahia I, £8_. II, 392, 509.
Baillie, Tieflot von L, 5fL
Balae na nupticetus L, 177.
Baiboa, nach ihm Ausdruck

„Südsee* I, 12,
Balearen L 92. 2ß4, II, 149. •
Balintangkanal II, 493.
Baltisches Mittelmeer s. Ostsee.
Bandasee, Teil des australasia-

tischen Mittelmeeres I_, 23

Anm. 4,

— grüne und blaue Thone auf
dem Boden derselben 1^ £lL

— ist ein unterseeisch abge-
schlossenes Meeresbecken I,
Iii f.

— größte Tiefe ^ 12&

— Temperaturverteilung 1,299 ff.

— I, 18. 118. II, 483.
Bankshalbinsel II, 505.
Banksinseln II, 487.
Barbados L 2ßfi f . II, 385 f.

— Stoßwelle vom Erdbeben von
Lissabon II, lliL

„Barbarossa", Schiff II, 80,
Barcelona I^ 92.
Barentsmeer I, 29. 312, 38ß, 339.
II, 452. 454. 457.

— Tiefe 1, 123,

— Temperaturverteilung 1,342 ff.
Barfleur, Flutkurve von II, 223 f.
Barischer Gradient 2ÖL 215*
Barka II, 468.
Barinanische Küste II, 408.
Barren an Strommündungen,

ihre Entstehung II, 113*
Barrierriff L 42, 48, 3QL
Barrowstraße I, 329, II, 4(3L
Bartlett L> 12ß, II, 390. 418.

421. 423 f. 430.

— 8. auch „Blake".
Bartlett-Tiefe I^ 100.
Barygaza, Sprungwelle im Flusse

von B. im „Periplus marh
Erythraei" beschrieben II
276.

Basehi-Inseln II, 482.

524

Register.

Bas-Insel, Fluthöhe bei Spring-
zeit II, 255.

Baskische Provinzen, Brandung
an ihrer Küste II, SQ Anm.

Baßstrafie II, 255, 425, 479.

Batang Lupar, Sprung welle im
II, 216 ff.

Batavia, Stoßwelle von Kraka-
tau im Flusse von B. II, 124*

Bathifbius- Schlamm (Bathybius
Haeckdii), existiert in Wirk-
lichkeit nicht ^ 6S.

Baumhauer, v., Dichte des
Meerwassers in der Straße
von Gibraltar ^ 170.

Bayonne 1^ 37.

Bayou La Fourche II, 419 Anm. L
Bazin, Umgestaltung derWellen
bei Abnahme der Wasser-
tiefe II, 82,

— Wellenuntersuchungen II, 134.

— Untersuchung der Sprung-
welle in französ. Flüssen II,

— Erklärung der Sprungwelle
II 223 f.

Beachy Hea'd II, 232, 236 f.
Beaufortsee II, 402.
Beaufortskala 1^ 2QQ f . 214. II,
52, 62, 3M, m f .

— Uebertragung ihrer Werte in
absolute Geschwindigkeit II.

Beaumont, Elie de, Tiefen-
wirkung d. Wellenbewegung
auf Seetiere II, 84*

Bec d'Ambes II, 265 f. 268 f.

Beche, de la II, 34,

Becker, A. v., Mächtigkeit eines
Eisberges L 375.

Beda II, 158,

Beechy, Kapt., Erklärung der
Korallenbildungen 114,

— Gezeitenströme im englischen
Kanal II, 232 ff.

— s. auch „Blossom".
Beetz L 125,

Belcher, Edw. I, 377. II, 461.
422,

Belcher, Edw., Beispiele von
der Gewalt der Sturzseen II,
83,

— s. auch „Assistance u .
Belize II, 39k

Belknap, Kapt., Lotungen an
der Küste von Peru L 1DL

— Lotungen im Nord- und Süd-
pazific lj 126,

— s. auch „Tuscarora".
Bellinghausen 1^ 121.
Bellrock-Leuchtturm , Klippen-

brandung an dem II, 85,

— Versuche mit Stevensons
Wellendynamometer II, 79.

Belt, großer ^ £0,

— Oberflächen- und Tiefen-
strömung 1^ 167.

— kleiner I, ÜiL

Belte, Dichte und Salzgehalt I,
105.

— Wassertemperatur 1^ 262.
Belutschistan, Küste von II, 468.
Bengalen, Meerbusen von 1, 18.

28. 1S4. 21D,

— zahlreiche Bänke an der Ost-
seite ^ 48,

— Tiefen- und Bodenverhält-
nisse I^ IIS f.

— spezifisches Gewicht seines
Meerwassers 1^ 156 f.

— Orkane L 212,

— Regenverhältnisse 1^ 220.

— Temperaturmessungen I^ 315.

— Stoßwellen nach dem Erd-
beben im Dez. 1881 II, 122=

— Strömungen II, 468 f.
Benguela- (od. südafrikanischer)

Strom II, 4ÜÜ, 411. 44lL III.
Beobachtungsjoumale an Bord

der Schiffe ^ 8, 188,
Beobachtungsetationen an den

deutschen Küsten I^ 164 ff.
Berard, blaue Farbe des Meeres

L 125,

— Durchsichtigkeit des Meer-
wassers ^ 184,

— Temperaturmessungen im
Mittelmeer I^ 264,

ed by Google

Register.

525

— Tiefe 1±

Berchtesgaden

Bergen L lfii II, 452,

Berghaus, Heinr. (der ältere),
schlagt die Bezeichnung „lso-
rhachien" vor II, 90,

— nimmt fälschlich ein Vor-
kommen der Sprungwelle in
Elbe und Weser an II, 225,

— L 129, l&L II, 92, 22fL 309,
^84. 396. 401. 409. 415. 429.
439, 442, 483 f . 482, 492, 495,
498 f. 493. 507 ff.

Berghaus, Herrn, (der j üngere),
II, 33k 405, 415, 438, 443,
503. 508 f.

Bering? meer, Areal 1^ 23,

— Teraperatnrverteilungl,352f.

— Strömung II, 4 ( J8 f.

— L 283 fT. 3Ü& 312,
Berinjrstraße 1^ 15. 24. 27. (>4.

317. II, 459. 4(32. 498 f.

124.

— Temperaturverteilung 1, 351 ff.
Bermudas-Inseln 1^ 59, 68. 75 f.

87 f. 114. 214. 228. 253. 255.
273, 275. II, 313, 319 f. 391 f.
394. 39ü f. 42a. 422. 424. 428,
430,

Bernouilli, Dan., Gleichge-
wichtstheorie der Gezeiten
II, 1£L

— Fehler dieser Theorie II, 184 f.

— Auswertung der halbmonatl.
Ungleichheit zur Vorausbe-
rechnung des Hochwassers

222,

Berry, Lieut., s. „Rodgers".
Bertin, über Wellenbewegung

cit. II, 5 ff. 12.. 12 f. 25, 2L

45 f.

— Versuche über die Wirkung
der Abrasion II, 1QL 104 ff.

m

Bessels, E., L 29, 356, 321,
<— s. auch „Polaris".
Bibra, v., Analyse der Bestand-
teile des Meerwassers Lj 127.

— Maximum des Salzgehaltes im
Stillen Ozean I, 130,

Biedermann, cit. II, 165.

Biloadinen-Sch\&mm , im nörd-
lichen Polarmeer I^ 123.

Bimini, Engen von II, 402.

Biminiriffe II, 418,

Bimsstein, sehr häufig in den
Tiefseethonen enthalten 1^
21 f.

— Ablagerung von B. durch Erd-
bebenwellen II, 137.

Bingerloch II, 419 Anm. L
Biscaya, Meerbusen von I± 2fL
IL 94.

— spezifisches Gewicht in

demselben L> 171.
— Wellenmessungen II,

42 f.

alle Häfen desselben

erhalten fast gleichzeitig
Hochwasser II, 19L 212 f.

— — — Eindringen eines öst-
lichen Stromes in den Golf
II, 43L

Bischof, G., L 122,

Bishop-rock , Klippenbrandung
am Leuchtturm von B. II, 85.

„Bismarck", Lotung im Stid-
pazific II, 314.

Bismarckarchipel II, 490.

Bitterseen des Suezkanals, Salz-
gehalt L 173,

ßlaavands Huk II, 240,

Blagden, Charles, II, 383,

„Blake", amer., I, 99, 12k

— Temperaturmessungen im
karib. Meer unter Bartlett
und Sigsbee I, 266 f.

— Temperaturmessungen im
Golfstrom I> 222 ff. II, 42Q f.

Blanc, v., s. „Nymphe".

Blanford, Verdunstungsbeob-
achtungen in Indien II, 292,

Blaue Berge auf Jamaika I^ 100.

Blaye II, 2ßfL 268 ff.

Blazek, Gabriel, seine Theorie
der Meeresströmungen II,
336.

Block-Insel II, 192,
Blossevilleküste I, 84,

52«i

Register.

„Blosflom u , engl., Kapt. Beechey,
Temperaturmessungen in der
Beringstraße 1^ :t53.

Board of Trade L, U<L

Boas, Farbe des Wassers 1^ 175.

Boavista II, 27<>.

Bodenablagerungen in den Ozea-
nen, fünf Gruppen der 1^ ßtL

Boden Gestaltung u. -Beschaffen-
heit der Ozeane und Einzel-
meere Lj 51 ff . 22 ff .

Bodensee II, 12$ Anm. L

— rhythmische Niveauschwan-
kungen desselben II, 142.

Böotien II, 143,
Borgen, Messungen der Dichte
des Meerwassers 1^ 161.

— Geschwindigkeit der Eisdrif-
ten L 38ü

— gibt eine Zusammenfassung
der Airyschen Kanal theorie
II, 191 ff.

— seine Gezeitenuntersuchun-
gen II, 2Q5 ff. 215, 219,

— „ Flutstundenlinien " II, 19Q.

— „zusammengesetzte Gezei-
ten" und „Nebengezeiten"

n, 217 f .

— Veränderung der Wellen bei
Auftreten von Hindernissen

Ii, m

— Berechnung der Maximalge-
schwindigkeit des Gezeiten-
stromes II, 229 ff.

— Erklärung der Gezeiten-
ströme im englischen Kanal
II, 234 ff.

— II, m 199 f. 202 f. 218.
Böttger l 1 23,

Bogdosee, Salzsee, sein Salzge-
halt L> im
Boguslawski, v., 1± 1QL. 330.
Bolivar ^ 32*
Bombay I* 119. SIL

— merkwürdige Färbung des
Meerwassers in und bei dem
Hafen von B. L 118 f.

Bona, Tiefe des Vorkommens
der Korallen bei II, 34,

Bonin-Inseln 1^ 33. 102 ff. 110.

112 f. 28D.
„Bonite", franz. Schiff, IL, 1:>5.
Boothia felix L, 32k
Bordeaux II, 2M ff . 2£8 f.
Bore 8. Sprungwelle.
Bornholm L 9& 11^ ÖL 303, 4t>5.
Borkum L 2Ö2±

Borkum riff-Feuerschiff IL, 247.
Borneo L U- HCL 129- 298, IL
480 ff.

— kontinentale Insel ^ 4iL

— Sprungwelle in den Flössen
an der Nordkäste II , 2Ifi f.

Bosporus L> 95.. 19k 112, II.

— durchschnittliche Tiefe 1^

— Strömung im B. IL, 298. 299
Anm. L

Boston II, 48. 2QQ.
Bottnischer Meerbusen L, 166.

Salzgehalt L, 159,

Bouc 1^ 3L

Bougainville-Insel II, 49Q.
Boulogne, Fluthöhe bei Spring-
zeit II, 255.

— II, 513,

Bound Skerries, Kraitleistung
der Wellen bei den 11^ 100.

Bouquet de la Grye, Unter-
suchung von Wasserproben
aus dem Atlantic und dem
Mittel meere 1± 37_- 111*

Bourbon 1^ 28*

Bourdaloue , Niveaumessungen

von ly 87.
Bourke, Commander II, 308.
413.

Boussinesq, cit. II, 6. IS ff.

24 Anm. 27 f. 3k 74
Bove, Giac, I^ 350.
Brake II, 2QL 271.
Brandung II, 6& 8ß ff.

— Erklärung des Brandungs-
vorganges II, 91 ff.

Brandungsküsten II, 94 ff.
Brasilien II, 13k 209 f. 321L

444

Brasilianisches Becken 1^ 75^

28,

i

Register.

527

Brasilianischer(Bra8ilien-)Strom
L 249, II, 313, 392ff. 438 ff.

Brault 196.

Bravais, Messungen von Tief-
seetemperaturen 1^ 238.

— Temperatnrmessungen im
Nordmeere 1^ B41.

Brecher II, 84, 2Q Anm. 9L

Bremen II, 2tf4 f.

Bremerhaven II, 2S4 f. 271.

Br&montier, angeblicher Ein-
fluß des Nebels auf die Wel-
lenbewegung II, 82.

Brest L> 32, II, 209,

— Gezeitenbeobachtungen von
Laplace in B. II, 182,

Bretagne l± 32L II, älä,

— starke Flutgröße in der Bucht
von St. Michel II, lüL

Breusing, Erklärung des Wor-
tes „Gezeiten" II, 154 f.

— „Springzeit" und „taube" Ge-
zeit II, 156,

— von ihm Bezeichnung „F 1 n G -
geech welle" II, 160 Anm. 1.

— cit. n, 326,

Brewer, W., Untersuchungen
über Abscheidung der fluvia-
tilen Sedimente an der Küste
II, 98, 114,

Bright, Ingenieur, Leiter der
v ersten transatlantischen Ka-
bellegung l± 80,

Brighton, Finthöhe bei Spring-
zeit II, 255.

Brindisi L 9ß,

Brisbane L, 42, IM f.

Bristol, Flutautograph bei II,
lt35.

— Gezeiten in B. II, 184,

— Golf von II, 152,
Bristolkanal, Klippenbrandung

im II, 8iL

— Flutgröße II, 161.

— n, m 4äL

Britische Ad miralitäts karten 1^
118. 268,

Britische Inseln, unterseeische
Verbindung mit dem Fest-
lande Ij &

— — Flachheit des umgebenden
Meeres 1^ 7fi.

— — Bank der brit. Inseln 1^
81 f . 02,

Britischer Kanal s. englischer
Kanal.

Britisches Hydrograph. Amt,
Herausgabe einer kartograph.
Uebersicht der Meeresströ-
mungen II, 330.

Britisches Meteorologisches Amt
II, 412,

Britisches Randmeer, geringe
Tiefe desselben ^ 22.

Areal 1^ 23,

Britisch - Indien , Küstenaufnah-
men L> 42.

Bri tisch -Kolambia, Vermessung
der Küsten I, 42,

— — Fjorde I, 45.

„British Consul", Wellen beob-

achtung II, 8(1
Broderip H, 34.
Broekhuyzen, v., s. „Willem

Barents".
Brooke, Lotapparat von I, 53.

SIL

— brachte zuerst Proben von
Kalkschlamm vom Meeres-
boden herauf 66.

— Lotungen im Pazific 1^ 101.
Brouwershavenscher Gat II, 240.
Brown, Rod. , Ursache der

olivengrünen Färbung eines
Teils des Grönland. Meeres

i, 122,

Brückner, Wasserstands-
schwankung im Schwarzen
Meere II, 213,

Bruijne, de, s. „Willem Ba-
rents".

Bruns, Unregelmäßigkeiten der

Niveauflächen 1^ 32.
Brunsbüttel II, 2tä, 271 f.
Brunshausen II, 2i>4 f . 22Q f.
Buache, nach ihm die Be-

jd by Google

528 Register.

Zeichnung „Großer Ozean 11
I, 17.

„Buccaneer", Schiff II, 415.
Buchau I, 238.

— 8. auch „Dorothea".
Buchanan, J. J., Mitglied der

Challenger- Expedition, Un-
tersuchung des Globigerinen-
schlammes I, 69.

— Untersuchungen über die im
Meerwasser enthaltene Luft-
menge I, 136 ff.

— Wasserschöpfapparat von B.

I, 142.

— spezifisches Gewicht d. Meer-
wassers I, 143. 147 f. 150 f.

II, 281 f.

— Salz im Seewassereis I, 360.

— Gegensatz der Luv- und Lee-
küsten der Ozeane äußert sich
in der geograph. Verteilung
der riff bauenden Korallen II,
312.

— niedrige Küstentemperaturen
bei Panama II, 492.

— cit. II, 307. 309. 404. 411.
415.

Buchwald, Kapt., s. „Fylla".

Buff cit. II, 285.

Buffon II, 829.

Buist, Dr. G., Beobachtung

merkwürdiger Meeresfärbung

I, 178.

Bukkenfjord I, 89. II, 241.
„Bulldog", Kapt. Mac Clintock,

Lotungen in der Davisstraße

I, 83 f.
Bullock s. „Serpent".
Bunsen I, 135. 137. 288.

— spezifisches Gewicht d. Eises

I, 361 f.

Bunt, stellt den ersten Flut-
autographen bei Bristol auf

II, 165.
Buntehaus II, 265.
Burat II, 432. 515.
Burraeister, Ursache d. blauen

Farbe des Meeres I, 180.
Buys-Ballot I, 190. 196. 202.

C.

Cabot, Sebastian, 11, 328.

Cadillac II, 266. 268 f.

Cadiz, Stoßwelle von dem großen

Erdbeben von Lissabon II,

117.

Cadgwith II, 94.

Caesar II, 158.

Calais, erste unterseeische Lei-
tung zwischen C. und Dover
I, 6.

— Hafenzeit in C. II, 240.

— II, 513. 515.

— Straße von I, 47.

C a 1 i g n y , Untersuchungen über
Uebertragungswellen II, 25 £
134.

— Versuche über die Wirkung
der Abrasion II, 101. 104 iT.
109.

Callao I, 37. 107.

— Oberflachentemperaturen in
C. II, 309 ff. 509.

Calvados II, 227.

Calvert s. „Porcupine".

Camdenbai I, 370.

Campbell, spezifisches Gewicht
des Meerwassers vor der
Kongomündung I, 156.

Campbell-lnsel II, 503.

Canada I, 214. 227.

Candolle, Cas. de, Unter-
suchungen über Entstehung
der Wellenfurchen II, 822.

Canton II, 220.

Capim II, 276 f.

„Capricieuse", Kapt. Trtbuchet,
Beobachtung merkwürdiger
Färbung des Meerwassers I,
179.

Cardiff, Abrasion an dem Thon*
ufer von C. II, 108 f.

„Carola", S. M. S., Strombeob-
achtungen im Pazific n, 486.
488.

Carpenter, Ursache d. Fehlens
organischen Lebens in den
Tiefen des Mittelmeeres 1, 95.

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Register.

529

Carpenter, Bestimmung des
Luftgehaltes im Meerwasser

I, 135.

— spezif. Gewicht des Mittel-
meerwassers I, 170. II, 299.

— Dichte und Salzgehalt des
Schwarzen Meeres 1, 172.

— Theorie der ozeanischen Zir-
kulation I, 244.

— bringt die vertikale Zirku-
lation der Ozeane in neuerer
Zeit zur allgemeinen Aner-
kennung II, 287 ff.

— Temperaturmessungen im
Mittelmeer I, 264 f.

— Temperaturverteilung im Pa-
zific I, 276.

— warme und kalte Wasser-
streifen am Nordrande des
Kurosiwo I, 285.

— Reihentemperaturmessungen
in der Davisstraße I, 818.

— Verhältnis der Menge des
ausströmenden zum einströ-
menden Wasser im Bab-el-
Mandeb II, 298.

— cit I, 113. II, 822.

— s. auch „Porcupine" und
,,Lightning u .

Carpentaria, Golf von I, 23
Anm. 4.

Cartagena I, 87.

Cartesius II, 331.

Casella s. Miller.

Casquets, Fluthöhe bei Spring-
zeit II, 255.

Castets II, 264 ff. 268.

Catania I, 172.

Cat Island II, 221.

Cavaliani-Insel II, 146.

Cayenne I, 227. IL, 401.

Caymans I, 267.

Ceara II, 209.

Cedar-Keys, Höhe der halbtägi-
gen und eintägigen Gezeiten

II, 203 f.

Celebes, kontinentale Insel I,
49.

— I, 64. III. 299.
Krümmel r Ozeanographie H.

Celebessee, Teil des australasia-
tischen Mittelmeeres I, 23
Anm. 4.

— Gebrauch des Namens I, 18.

— grüne und blaue Thone auf
dem Boden der C. I, 67.

— unterseeisch abgeschlossenes
Meeresbecken 1, 111.

— größte Tiefe I, 126.

— Temperaturverteilung I, 2UÜ.
301. 308.

— II, 488.
Ceram I, 111.
Cerigo-Insel II, 67.
Cerros-Insel I, 107.
Cette II, 467.
Ceuta I, 91.

Ceylon I, 28. 49. 178 f. II, 389.

— Tiefen bei I, 119 f.

— Monsunströme von C. von
Fournier und Varenius er-
wähnt II, 828.

— Strömungen bei C. II, 468 f.
471.

Chagos-Archipel I, 48. 120.

— Strömungen in demselben II,
469.

Chagres I, 37.

Chalkis, Strömungen des Euri-
pu3 bei Ch. und Niveau-
schwankungen im Nord- und
Südhafen II, 418 ff.

„Challenger", engl., Kapt. Sir G.
Nares und Kapt. Frank Thom-
son, Verwendung von Baillies
Tietlot I, 56.

— Arbeiten der Challenger-Ex-
pedition für die mittleren
und südlichen Teile des At-
lantic maßgebend I, 73.

— Lotungen, Temperaturmes-
sungen und sonstige Beob-
achtungen im Atlantic I, 75 f.
86 ff. 171. 226 f. 271 ff.

— Erforschung d. Stillen Ozeans
I, 101. 103 ff. 110. 114 ff.
276 ff. II, 314.

— Erforschung des Indischen
Ozeans I, 117. 121.

34

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530 Register.

„Challenger", Temperaturmes-
sungen im Antarktischen
Ozean 1^ 35? f.

— durchschnittliche Höhe der
im antarktischen Gebiet an-
getroffenen Eisberge nach
Nares ^ 325..

— Wellenmessungen II, 48*

— Methode der Strombeobach-
tung II, 32&

— Beobachtungen von Meeres-
strömungen II, 3ÜL 403* 408.

m f . 430, 444, m 4ul

496. 50:j. 5QÖ.

Challenger- Tiefe, Name von
Petermann , Tiefenverhält-
nisse 103.

Challis II, Ufr).

Chamisso, Erklärung der Ko-
rallenbildungen 1^ 44.

Chanak (Tschanak) Kalessi, hier
tiefste Stelle der Dardanellen

Chappe d'Auteroche II, 383.
Charente, Flußgeschwelle der
II, 2ÜL 2I£L 274.

— Sprungwelle in der Ch. II,
276 278.

Chariestön"]^ 23. 2&L II, 202.
4UL

Chatanga I> 350,
Chatham-Inseln, Stoßwellen von

dem Erdbeben von Arica II,

120 f.

— Strömungen bei denselben

ii, m f .

Chepodybai, berühmt durch ihre

starke Flutgröße II, lül*
Cherbourg I, 184*

— Fluthöhe bei Springzeit II,
25k

Chicago, Höhe der Springflut in
II, I9&

Chile, Küsten genau vermessen
L 42,

— Bänke an der Küste L> 48.

— jäher Abfall der Küste 1^ ß4*

— niedrige Temperaturen an
der Küste II, 302 ff.

Chile II, 484.
Chilofe-Insel I, 4k
Chimmo s. „Nassau^.
China, Küsten Vermessungen L
42.

— Temperaturen an der Süd-
küste II, 312 f.

— Strömungen an der Südküste

II, 481 f.
Chinasee 8. Südchinesisches
Meer.

Chinesisches Meer s. Südchine-
sisches Meer.
Chios I,

Chiriqui, Bucht von IL, 890.
ChoisenMnsel II, 490.
Christchurch, Flutkurve von Hj

222. 224.
Christianiafjord II, 241* 4*34.
Christiansand II, 24L
Chüden, Kapt. f s. „Nautilus*.
Cialdi, cit. II, 20, 48. 67 f. 8Q,

320,

— Wellenmessungen im Golf
von Biskaya II, 4£±

— gibt eine reiche Sammlung
beobachteter Wellenmaße l£

52 f.

— Brandungen an verschiede
nen Küsten mit Angabe der
Wassertiefen U, 9Q.

— Grundseen II, 9L

— Strömungen im Mittel meer
II, 4ß&

C 1 a r k e , Wirkung des Windstaus
auf der Taganrogschen Reede
II, 304,

Clavering, Kapt., große Aus-
dehnung eines Eisfeldes L

obö.
j| 3gg

Clevedon-Pier II, 161.

Coccolithen I^ 182.

Cochinchina 1^ 297. II. 482.

Cochius, Beobachtung merk-
würdiger Färbung des Meer-
wassers L 179.

Codiacfluü IL liLL

Coffin II, 510.

ed by Go

Register.

531

Colding, Professor A., Unter-
suchungen über die auf-
stauende Wirkung des Win-
des II, 301 ff. 321 f.

Cold wall s. kalter Wall.

Colurabiatluß I, 26, II, 498.

Comoy, M., IStromwechsel in
Port-en-Bessin II, 222*

— Berechnung der mittleren
Stärke der Gezeitenströme
II, 22Q ff.

— Untersuchungen über Fluß-
geschwelle II, 250 ff.

— Untersuchungen der Sprung-
welle in französ. Flüssen II,
22k 228 ff.

Concepcion, Erdbeben von C.
20, Febr. 1835 von Stoß wel-
len begleitet II, 119.

Conchaceen, nach ihnen der Kali-
fornische Meerbusen auch
Purpurmeer genannt L 177.

Condore-Inseln II, 482*

Congo (Kongos L> 26- 125, n,

— mittlere Abflußmenge L> 131.

— spezif. Gewicht des Meer-
wassers dicht bei seiner Mün-
dung nach v. Schleinitz und
Campbell ^ 155 f .

„Congress", Lotungen unter

Parker I, 57.
Cook L, 14, 224, 238, II, 329.

37L

Cook-Inseln II, 488 f. 503.
Cookstraße I, IQh, II, 255, 505.
Copeland, Messungen d. Dichte

des Meerwassers l± 101.
Coquimbo II, 12Q_.

— Oberflächentemperaturen in
IL, 31SL

Cornelia sen, Segelanweisun-
gen Lj 133.

: — Temperaturverteilung an der
Oberfläche des Nordatlantic
L 231 f.

Cortez II, 4TL

Corvo-Insel II, 426* 428 f.

Costa Rica II, 4ttL

Cotentin II t 282, 255.
Coudraye, de la, cit. II, 62,
Couesnon II, 226, 278.
CoupventdesBois, Luft- und
Wassertemperaturen L 2fi0.

— Formeln für den Einfluß der
Windstärke auf die Wellen
höhe II, 68 ff. 22 f.

— 8. auch „Astrolabe".
Courtown, abnorme Gezeiten in

II, 204,

Crantz II, 4£L

Crocker, cit. II, 22k

Cr oll, J., gegen die Lehre von
der Entstehung der Meeres-
strömungen durch Tempera-
turdifferenzen 1^ 286 ff.

— II, 340.

Cromer II, 232 f. 285. 246, 252.
Crozet-Inseln L, 112, 120. 2ML

312- II, 48» 425- 428*
Cuba, kontinentale Insel 1^ 49.

— L m ff. 262, II, 29Q f. 415 f,
418-

Cumana ^ 37.
Cumberlandsnnd II, 401.
Currituk L, 226,
Cuxhaven II, 22£L 223. 246, 264 f.
220 ff. 22k 3Q&

— Beispiel einer Flutkurve von
C. II, 165 f.

— Stromwechsel bei C. II, 22»».

„Cyclops", engl., Lotungen un-
ter Dayman im Nordatlantic
L 80,

— Lotungen unter Kapt. Pullen
im Indischen Ozean 1^ 119.

Cykloide II, 4 f. 8 f. 13,
Cyklonen I, 2Q2 f . 215,
Cypern, steiler Abfall des See-
bodens an den Küsten I^ 94*

— II, 462,

D.

Dacht-el-Majun II, 298.
„Dada 11 , Dampfer, Lotungen an

d. Westküste von Südamerika

L 102.

ed by Google

532 Register.

Dänemarkstraße I, 25. 82. 228.
317. 820. II, 294. 436.

— Tiefenverhältnisse I, 84.

— Temperaturverteilungl,270f.
323 ff. 333. 339.

— Eisverhältnisse I, 378. 382 f.
Dago, Stoßwelle am 15. Jan. 1858

bei der Insel I>. II, 118 f.
Dali, Temperaturverhältnisse
in Beringstraße und -Meer I,
352 f.

— II, 495 f. 497 ff.

Da 11 mann, Kapt, s. .,Luise u .

Dalmatinische Küste, Flutgröße
an derselben beträchtlicher
als an der italien. II, 255.

— Strömung an derselben II,
467.

Dana, Korallen-Insel I, 45.

Danckelman, v., Darstellung
der Regenverhältnisse des
Indischen Ozeans I, 220.

— kaltes Küstenwasser in West-
afrika II, 308.

Dangers I, 47.
Daniell, cit. II, 81.
Daniellssen I, 327.
Danziger Bucht II, 66.
Daphnus IL, 116.
Dardanellen 1, 172. II, 515.

— tiefste Stelle der D. I, 94.

— Strömung in denselben II,
298. 299 Anm. 1. 467.

Darien, Bucht von II, 390.
Darßerort I, 167.
Dartmouth II, 233.
Darwin, Ch., blaue Farbe des
Meeres I, 175.

— Tiefe des Vorkommens der
Korallen II, 34.

— Verbreitung des Birnentangs
II, 443.

Darwin, G. H., der feste Erd-
körper verhält sich den flut-
erzeugenden Kräften gegen-
über nicht in meßbarer Weise
nachgiebig II, 214.

— bildet die harmonische Ana-
lyse der Gezeitenbeobach-

tungen Thomsons weiter au?
II, 215. 219.
Darwin, G. H., von ihm die
Bezeichnung overtides II, 217.

— Untersuchungen über Ent-
stehung der Wellen furchen
II, 322.

Darwin -Dana sehe Senkungs-
theorie I. 50. 112 f.

Davisstraße I, 24 f. 82. 213. 317.
369. 379. 382.

— Lotungen in derselben 1, 82 f.

— Tiefe I, 125.

— Temperaturmessungen 1,318.
320.

— Strömungen II, 483 ff. 453»
461.

Davy, Farbe des reinen Wassers
von ihm zuerst für blau er-
klärt I, 175.

Dayman, Lotungen im Mittel-
meer I, 91.

— s. auch „Firebrand" und
„Cyclops".

Deal, Hafenzeit in II, 236 Anm. 1.

Dedesdorf II, 271.

Del esse, geologische Karte des

Meeresbodens an den Küsten

Europas I, 66.
„Deli", Jacht, Expedition in der

Adria I, 171.
Denham, Kapt., Lotungen von

I, 57. 101.
Depressionen s. barometrische

Minima.

Depressionsgebiete der Ozeane
I, 60.

Despretz, Untersuchung über
die Ausdehnung des Meer-
wassers durch die Wärme I,
143.

— Temperaturen des Gefrier-
punktes und des Dichtigkeits-
maximums des Meerwassers
I, 235 ff.

Dhalak-Insel I, 316.
Diamond Point II, 278.
„Diana 14 , russ. Fregatte, durch
Stoßwellen im Hafen von

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Register.

533

Simoda wrack geworden II,
119.

Diatomeen, Ursache von Meeres-

färbnng 1, 177.
Diatomeenschlamm I, 66.

— Beschaffenheit und Vorkom-
men I, 70.

— charakteristisch für den Bo-
den des südindischen Ozeans
I, 120 f.

Dichtigkeit des Meerwassers s.

Meerwasser.
Diego Colon II, 417.
Diego Garcia-Insel I, 120.
Dieppe II, 283. 513.
Dinklage, Kapt., II, 370.

— Flaschenposten im Guinea-
strom II, 409 f.

Dirk-Hartog-Insel II, 474.
Disasterbai I, 354.

— Messungen der Eisdicke jin
derselben I, 870 1*.

Disco-Insel I, 318. II, 435.

Discoloured Water I, 176.

„Discovery", engl., Nordpol-Ex-
pedition unter Leitung von
Sir G. Kares I, 125. 317.

— Messungen des spezifischen
Gewichtes des Meerwassers
I, 163.

— Temperaturmessungen im
amerik.-arktischen Archipel
I, 355.

Discoverybucht I, 125. 369 f.
Discoverybai I, 355.
Djidjeli, Brandung vor II, 90.
Dnjepr I, 172.

Doggerbank, Beschreibung der-
selben I, 89.

— Salzgehalt des Meerwassers
über derselben I, 165.

— klimat. Scheide zwischen der
Nord- und Südhälfte der
Nordsee I, 262 f.

— Flutwellen derselben 11,241 ff.

— II. 462.

Dolphin-Rise (Delphin-Rücken)
I, 74.

— Lotungen auf demselben 1,87.

Don I, 172.

Donau 1, 26. 95. 172. II, 419
Anm. 1.

— mittlere Abllußmenge I, 131.
Dordogne II, 267.

— Sprungwelle in der II, 277 f.

„Dorothea", Kapt. Buchan, Tem-
peraturmessungen im Nord-
meere I, 341.

Dorst, Menge des zwischen
Grönland und Island nach
Süden getriebenen Eises I,
380.

Dove, Kreistheorie der Wirbel-
stürme I, 218.

— von ihm Bezeichnung „Flut-
linien" II, 190.

— Gezeiten sind „stehende Wel-
len" II, 224.

— cit. II, 196.

Dover, erste unterseeische Lei-
tung zwischen D. und Calais

I, 6.

— Gezeitenströme bei D. II,
232 ff.

— Hafenzeit in D. II, 236 Anm. 1.

— II, 94. 227. 240. 244. 246.
515.

— Straße von, II, 515.

„Drache", Kapt. Holzhauer, Un-
tersuchung der Nordsee I,
263.

— Beobachtungen der Gezeiten
auf und an der Doggerbank

II, 242 ff.

— Kapt. P. Hoffmann, Beob-
achtung von Temperatur-
schwankungen bei Memel in-
folge vertikaler Zirkulation
II, 305.

Dreikönigs-Inseln II, 505.
Drift currents II, 340.
Dublat II, 122.

Dubuat, Versuche über das zur
Hervorbringung einer nach-
weisbaren Stromgeschwin-
digkeit nötige Minimalgefälle
II, 286.

Duhil de Benaze, cit. II. 5.

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534

Register.

Duliil de Benaze, Wellen-
messungen in See aufilachem
Wasser II, 22.

Duke of York-Insel II, 486.

Dumas, spezifisches Gewicht
des Eises K ML

Dumont d'Urville, Ent-
deckung festen Landes im
südlichen Polarmeer 1, 121.

— Temperaturmessungen im
Mittelmeer L> 204.

— falsche Schätzung der Höhe
der von ihm am Kap der
guten Hoffnung gesehenen
Wellen II, 42 f.

— richtige Auffassung der Ver-
tikalzirkulation des Meer-
wassers II, 285.

— Strombeobachtungen im Pa-
zific II, 487. 49Q f.

— s. auch „ Astrolabe".
Dunbar II, 99,

Duperrey, seine Untersuchun-
gen der Meeresströmungen
II, 443. 483 f. 486 f. 503.
5ÜL

Du Petit Thouars, auf seiner
Weltumsegelung erste Ver-
suche mit einem vor Druck
geschützten Tiefseethermo-
meter 1^ 238.

— ii, 3öl 422, m

— s. auch „Venus*.
„Dupleix*, franz., Wellenmes-
sungen II, 43.

Durchsichtigkeit des Meeres 8.

Meer.
Dünen 1^ 46«

Dünkirchen II, 233.237.432.513.

— Fluthöhe bei Springzeit II,

255

Dünung II, 36 f. IL 83. 85. 89 ff.
92. 11L

— vor dem Sturme herlaufend

II, 25 ff.

Dwars-in-den-Weg-Insel , Stoß-
welle von Krakatau bei D.
II, 124.

Dwina I, 162.

Earnshaw, cit. II, ß,

East Lothian II, 99.

Ebbe oder Ebbestrom IL, 225 ff.

Ebro L, 26.

Edd ystone, Klippenbrandung am
Leuchtturm von II, 85.

Edlund, Untersuchungen über
den Salzgehalt des Botini-
schen Meerbusens I, lfüL

Eger II, 225.

Egmont-Keys, Höhe der halb-
tagigen und eintägigen Ge-
zeiten II, 203*

Ehrenberg, cit. L, 1S2 f.

Eider II, 242.

Eingradfelder I, 192.

Eintagsfluten II, 22(J f.

Einzelwelle II, 24 f.

Eisberge i 358. 363. 324 ff . 382,

— südlichste bekannt gewor-
dene Position eines Eisberges
bei Neufundland II, 432.

Eiserne Küste II, IM
Eisfelder I, 358. 363.
Eismeer, nördliches, s. Arkti-
scher Ozean.

— südliches, s. Antarkt. Ozean.
Eismeertiefe I> ßQ, 85. 159, 261.

228 f. 33L 333, 336.

— Tiefen- und Bodenverhält-
nisse 1^ 122 f.

— Bodentemperaturen l± 336.
338.

Eispressungen L 365.
Eisströme und Menge des von

ihnen fortgeführten Eises 1^

378 ff.

Eisverhältnisse der Meere ^ 358 ff.

— Süßwasser- und Salzwaesereis

^ 358 f.

— chemische Aenderung des
Seewassers beim Gefrieren.
Salzausscheidung 1^ 359 ff.

— spezifisches Gewicht des Eises

L 361 f .

— Ausdehnung und Festigkeit
des Eises L> 362 f.

p,

Register.

535

Eisverhältnisse der Meere, Feld-
eis I, 363.

— Umformung des Feldeises I,
364 ff.

— Grenzen der Zunahme des
Eises I, 367 f.

— Dicke des Eises I, 368 f.

— Dicke des einjährigen Eises
I, 369 ff.

— Gletschereis. Eisberge 1,374 ff.

— treibendes Eis I, 377. 382 f.

— Eisströme und Menge des von
ihnen fortgeführten Eises I,
378 ff.

«— Wirkung von Wind und
Strömung auf die Eisbe-
wegung I, 380.

— Verhalten des Eises an Ost-
und Westküsten I, 381.

— günstige und ungünstige Eis-
verhältnisse I, 881 f.

— Südgrenze des arktischen
Eises I, 382.

— in verschiedenen Jahren I,
383 f.

— Bewegung d. arkt. Eismassen
nach Süden I, 384.

— Eis im Antarktischen, Stillen
und Indischen Ozean 1, 385 f.

— Treibeisgrenze im Südatlantic
I, 385 f.

Eis wand, antarktische, Bruch-
fläche eines gewaltigen Glet-
schers I, 374.

E k m a n , Wasserschöpfapparat
I, 142.

— über Strömungen II, 337. 342.
359 f. 457.

Elbe I, 26. 46. 165. II, 161. 247.
251 f.

— Stromwechsel an der Mün-
dung bei Cuxhaven II, 226.
228.

— Flußgeschwelle der E. II,
264 f. 270 ff.

— Sprungwelle fehlt der E. II,
275.

Elemente, chemische, im Meer-
wasser I, 127 ff.

Elfsborgsfjord II, 359.

„Elisabeth", Kapt. Livonius, Be-
obachtung merkwürdig. Fär-
bung des Meerwassers 1, 178.

— Beobachtung kalter und war-
mer Wasserstreifen am Nord-
rande des Kurosiwo I, 285.

— Kapt. Holl mann, Temperatur-
messungen bei Callao II, 311.

— Kapt. v. Wickede, Strombe-
obachtung im Pazific 11,492 f.

Ellerbeck, Flutautograph bei II,
165 Anm. 1.

Ellice-Inseln II, 487 f.

E 1 1 i s , älteste Tem peraturbe-
stimmungen des Meerwassers
in größeren Tiefen I, 237 f.

Elsfleth II, 271.

Eltonsee, Salzsee, Salzgehalt des

I, 173. II, 297.
„Ely", Schiff II, 476.
Ems II, 247.

— Vorkommen der Sprungwelle
in der E. nach Franzius II,
275.

Emy II, 25.
Enderby-Land I, 30.
England I, 318. II, 69. 158. 188.
463.

— Maximalhöhe der Wellen an
der Ostküste nach Stevenson

II, 51.

Englische Segelhandbücher für
die großen Ozeane II, 380.

Englischer Kanal, zur Nordsee
gerechnet I, 23 Anm. 5.

— — viele Bänke in ihm I, 47.

— — grüne Färbung d. Wassers
an der englischen Küste 1, 176.

— — Form der Gestadebildung
an den Kreideküsten II, 109.

Stoßwelle vom Erdbeben

von Lissabon II, 118.
Gezeiten II, 161. 188 f.

— — Gezeitenströmungen II,
224 ff.

— — Fluthöhe an der französi-
schen Seite höher als an der
englischen II, 254 ff.

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536

Register.

Englischer Kanal I, 65. 193 f.

224. II, 80. 90. 431 f.
Englisches hydrograph. Amt IL

90 Anm. 1.

Entfärbtes Wasser I, 176.

Entomostraca I, 177.

d'Entrecasteaux II, 487.

Erdbebenflujwellen im Stillen
Ozean, Versuche, dieselben
zur Bestimmung der Tiefen
zu benutzen I, 109.

Erdkugel, Verteilung der Land-
und Wassermassen auf der
nördlichen und südlichen
Halbkugel I, 19.

— Scheidung in eine nordöst-
liche und südwestliche Halb-
kugel hinsichtlich der Ver-
teilung von Land und Wasser
I, 20.

Erdoberiläche, Gesamtareal nach
Behm und Wagner I, 19.

— Einteilung in Zehngradfelder
I, 190 f.

Erdrotation, Ablenkung der Ge-
zeitenströme durch die IL
253 ff.

— Ablenkung der Meeresströ-
mungen durch die E. H, 362 ff.

Erebus, Vulkan I, 30. 122.
Eregli I, 94.

Eretrischer Kanal II, 146.

Erm an, Untersuchungüber Aus-
dehnung des Meerwassers
durch die Wärme I, 143 f.

— Meerwasser ohne Dichtigkeits-

maximum I, 235 f.

— richtige Auffassung E.s von
der Vertikalzirkulation des
Meerwassers II, 285.

„Essex", Lotungen im „west-
lichen afrikanischen Becken"

I, 7

- in der „Trinidad-Tiefe* I, 78.
126.

Etmal II, 373 ff.

Knböa, Seebebenwellen IL 115

- II, 143. 146.

Euler, über die Theorie der

Gezeiten II, 167.
Euripus, Erklärung der Strö-
mungen des II, 143 ff.
Europa, Küstenvermessungen L

— Küstenentwickelung I 43.

— zwei unterseeische Verbin-
dungen mit Afrika I, 91.

— Küsten haben unter gleichen
Breiten eine höhere Tempe-
ratur als die von Nordame-
rika I, 222.

— mittlerer Wert der halb-
monatlichen Ungleichheit an
der Westküste II, 202.

— Küste E.s hat durchweg später
Hochwasser als die gegen-
überliegende amerikanische
II, 212.

Europäisches (oder Norwegi-
sches) Nordmeer I, 25. 29.
136 ff.

Name von Mohn 1, 317. 327.

Tiefen- und Bodenverhält-
nisse I, 122 f.

Messungen des spezifischen

Gewichtes I, 158 ff.

Luftdruck Verteilung 1,198.

Temperaturverteil ung nach

Mohns Untersuchungen L
327 ff. 8

anderweitige Temperatur-
beobachtungen I, 340 f.

Strömungen II, 447 ff.

Eustathius, Ableitung des
Wortes „Okeanos" IL 827.

Evans, Kapt., kartographische
Uebersicht der Meeresströ-
mungen II, 330. 385 f. 388.
390. 409. 415. 438. 446. 468 ff.
474. 479. 485 f. 497 f. 504.

F.

Faira Island (Faira-Insel) IL 90

243 ff. 432.
Falklandsee, Meeresströmungen

der II, 440.

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537

Falklands-Inseln ^ 28. 249, II,

fiii. 439 ff. 507.
Falklandstrom II, 3JiL 438 ff.

501 f.
Fallendwaseer II, 225.
„Falmouth", Schiff L 182,
Falsepoint-Leuchte II, 122.
Falster 1£L
Farbe des Meeres s. Meer.
Farge II, 265,

Färber I, 25, 82 f. 85, 122. 159,
214, SIL 320 ff. 328 f. 33L
339. II, 9L 288, 292. 294.
320. 425. 430, 432 . 441, 452.
4M. 45Ü.

Farö-Fischerbank IL 32L

Farö-Island-Bank, Temperaturen
auf der ^ 328 f . 389.

FarÖ-Shetlandrinne 8. Lightning-
kanal.

Faule-Insel II, 137.

Faules Meer (Siwas), große Teile
bei anhaltendem Westwinde
trocken gelegt II, 304.

Faye, Kreistheorie der Wirbel-
stürme I, 218.

Fecamp II, 233,

— Fluthöhe bei Springzeit II,
255.

Fedderwardersiel II, 267.
Fehmarn, Wellenhöhe bei F. II,
62,

— Flutautograph auf F. bei der
Marienleuchte II, 105 Anm. 1.

Feldeis I, 363,

— Umformungen desselben L
364 ff.

Felsengebirge I, 213.
Ferdinandea I^ 93.
Fernando Noronha II, 395 f.
Fernando Po II, 404, 414.
Ferrel, seine Gezeitentheorie
II, 190 ff.

— Untersuchungen über die auf-
stauende Wirkung des Win-
des II, 30L

— Theorie der Meeresströmun-
gen II, 332 f.

— Einwendungen gegen die

Windtheorie der Meeresströ-
mungen II, 350.

Ferrel, cit. II, 185 ff. 190. 221 f.
253. 28iL 31L

Ferro, Halen zeit von II, 209.

Festland s. Land.

Feuerland II, 501 f.

Fidschi-Inseln (vgl. VitMnseln)
L 42, 194 f. HO. 294.

— Korallenschlamm bei den F.
L 08.

Findlay, A. O., cit. II, 210.
340. 384, 39L 399, 4ÖL 412L
431. 438. 408. 483, 4*9. 401 .
495. im f. 510,

— die von F. bearbeiteten engl.
Segelhandbücher wertvoll II,
330,

Finnische Schären II, 0£L

Finnischer Meerbusen, Salzge-
halt L, 169.
.Finnmarken I. 331. 342. 11.454.

Finsch II, 481.

Finschhafen II, 220.

„Firebrand", Schiff, Lotungen
von Dayman im Meerbusen
von Biscaya ^ IfL

Firth ^ 45,

Fischer, Theob., Untersuchun-
gen der Küste von Algerien
und Tunesien II, 113, 51iL

— seine Schilderung des Mar-
robbio II, 150 f.

— Strömungen im Mittelmeer
II, 4ftL

Fitzroy, Admiral, Sammlung
meteorolog. Beobachtungen
aus dem Atlantic I> 19L 233,

— Gezeiten sind „stehende Wel-
len" II, 224,

— L 239 f. II, 19fi. 31L 314,
492. 508.

Fjorde I^ 45.
Flachküsten I^ 44, 4tL
Flamborough Head II, 241.
Flamsteed, erste Gezeitentafel

von II, 158,
Flarden I, 303, 321,
Flaschenposten II, 381.

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538

Register.

Flaschenposten im Guineastrom

ii, m f.

Fleurieu II, 497.
Fliegende Aufnahmen I> 4L
Floeberg Beach L, 124, 103 f.

355, 320,
Florenz II, 454.
Flores L 11L 315, II, 428 f.
Flores-Sea L 1&
Florida ^ 92 f. 22Ü, II, 200, 204.

209, 22L 411 f .
Floridaengen II, 22SL 418 ff. 480.
Floridariffe (oder Cava), dehnen

sich allmählich nach Westen

aus 1^ 27Q.

— t 4L 22. II, 41ft
Florida, Straße von, Tiefenver-
hältnisse Ii S£L

— L 2tf2 f. 270 f. II, 2Q2. 418.
42L

Floridastrom L 212. II, 318, 42£L
328, 304, 322, 410 ff.
430, 433, 430 f. 493 ff. 5LL

Flüsse, Abflußmengen einiger

L 13L

— spezifisches Gewicht des Meer-
wassers in der Nähe ihrer
Mündungen L> 155 f.

Flußgeschwelle II, ML IM. 192.
245. 250 ff .

— Eintritt der Flutwelle in die
Flußmündung II, 252.

— Auftreten einer Uebertra-
gungswelle II, 258 ff.

— Umformung der Flutwelle im
Flußbett II, 200 ff.

— vordere Böschung der Flut-
welle II, 2M f.

— absolute Höhe der Flutwellen-
scheitel II, 200 f.

— absolute Höhe des Niedrig-
wassers und Mittelwassers
II, 208 ff.

— Gezeitenströme im Geschwelle

il 220 f.

— Flutkurven in einigen Fluß-
geschwellen II, 222 ff.

— die Bore oder Flutbrandung
oder Sprungwelle II, 27.5 ff.

Flußwasser, Vergleich von Meer-

und Flußwasser L 130.
Flut oder Flutstrom IL, 225 ff.
Flutautographen II, 104 f.
Flutbrandung s. Sprungwelle.
Flutgroße s. Gezeiten.
Flutkurven 1^ 104 ff.
Flutlinien, Bezeichnung v. Dove

II, 190,

Flutstundenlinien, Bezeichnung
von Borgen II, 188 ff . 206 f.

Flutwechsel s. Gezeiten.

Folger, Kapt. II, 420.

Folkestone, Riffe am Strande bei
F. II, 102.

— Fluthöhe bei SpringzeitU, 255.
Foraminiferen L 00 ff. 8ü.
Forchhammer, grundlegende

Arbeiten über die Chemie
des Meeres I> 12L 129. 1£L

— Maximum des Salzgehaltes
im Atlantischen Ozean L> 130.

— Salzgehalt des Mittelländi-
schen Meeres L 170.

F o r e 1 , Durchsichtigkeit des
Wassers im Genfer See 1, 1S4.

— Erklärung der Seiches in
Schweizer Seen und der
Euripusströmungen durch
uninodale Schwingungen II,
142 ff. *"

— Untersuchungen über Ent-
stehung der Wellenfurchen
II, 322 L

„Forester**, Brigg II, 496,
Formosa II, 480 ff. 4M, 493, 4ii5.
50L

„Formosa*, Schiff II, 432.
Formosastraße II, 22L SIL 481 f.

5ÜL
Fornäs II, 303,
Forster L 14. 238,

— blaue Farbe des Meeres L 1T^.

— Meeresleuchten I> 182,
Fort Clinch II, 22L
Förth River II, 272.
Fortpflanzungsgeschwindigkeit

der Wellen II, ß, 11 ff. 42 ff.

ii2 ff. 129 ö'.

ed by Go

Register.

539

Fortpflanzungsgeschwindigkeit
der Wellen, Messung der-
selben II, 23 ff. 3&

— Untersuchungen über die F.
von Lieut. Paris II, &L

— Einfluß der Windstärke auf
dieselbe II, 24 ff.

Foster II, 5Q2 f.

Foucanlt II, 336.

Fourier, seine Auffassung der

Meeresströmungen II, 335.
Fournier, seine Kenntnis der

Meeresströmungen II, 32£L
Fowey, Fluthöhe bei Springzeit

II, 255,

„Fox", engl., Kapt. Mac Clin-
tock, Lotungen in der Baffins-
bai Lj 125.

— Drift derselben I. 379 f.
Foxkanal L 24.
Franklin L, 238,

— s. auch „Trent".
Frank] in,Benjamin,Hypothese

über die Erregung der Wel-
len durch den Wind II, 5ßf.

— wellenstillende Wirkung des
Oels II, SL

— erkennt zuerst in den Win-
den die Hauptursache aller
Strömungen II, 340.

— fixiert zuerst thermometrisch
die Grenzen des Golfstroms
II, 38&

— bringt den Namen „Golf-
strom* auf IL, 418, 42L

— älteste Spezial karte des Golf-
stroms von Fr. und Folger

il, 4ia f.

Frankreich, flaches Meer an der
Westküste L> 76,

— an der Küste im Kanal die
Fluthöhen größer als an der
gegenüberliegenden Küste II,
254.

— Strömung an der Südküste
II, 4fiL

— Aeußerungen des Küsten-
stromes an der Kanalküste
II, £12 f.

Frank Thomson s. „Chal-
lenger".

Frantzius, L.,cit. II, 2M, 270 f.

225, 419 Anm. L 5 1 2.
Franz-Josephs-Land I, 21L 345.

360. II, 453, 4ML ißlL

— Gletscher 874.

— Verhalten des Eises an Ost-
und Westküste L 38L

Frederikshaab II, 435.

Freeden, v., Dichtigkeitsmaxi-
mum des Meerwassers über
dem Nullpunkt 23fL

Freetown l> 227.

Freie Wellen s. Wellen.

Fremy, Bestimmung des Luft-
gehaltes im Meerwasser 135.

Freundschafts-lnseln I, 71.

„Freya", deutsch, Bericht über
die Paracel-Inseln IL, 482*

Friedrichsort II, ftL

Friesische Küste, über den Wat-
ten fällt der Stromwechsel
mit Hoch- oder Niedrig wasser
zusammen II, 22L

— Gezeitenströme an derselben
II, 244 ff.

Frile I, 32L

Fritz, S. II, 432,

Froude, Wellenmeßapparat II,

40 ff.

— cit. II, <L

Fucusbank von Flores und Corvo
II, 428 f.

Fünfgradfelder I> 122*

Funchal, Stoßwellen von dem
großen Erdbeben von Lissa-
bon II, IIS,

Fundybai, berühmt ihrer starken
Fl utgröße wegen 11, 161.200 f.
515,

„Fylla", dän., Kapt. Jacobson,
Lotungen in der Dänemark-
straße L> 84*

— Temperaturmessungen in der-
selben L 21L 32a, 325 ff.

540

Register.

G.

Galapagos-Inseln II, 132. 510.

— aufsteigendes kaltes Tiefen-
wasser an der Leeseite II, Sil*

Galaxeidion II, 117.

Galeta-Insel L 22,

Galveston, Hohe der eintägigen

und halbtägigen Gezeiten II,

*2Q;-).

Gambia L 2iL II,
Ganges 1^ 156. 212.

— Sprungweite im II, 22fi ff.
Garonne ^ 32 f .

— Flußgeschwelle der G. II,
2M ff. 2ß8 f. 278.

Gaseogne, Meerbusen von 1^ 37.
Gaurisaukar I,

Gay Lussac, nach ihm der
Ausdruck Volumeter 1^ 141.

„Gazelle", Kapt. Frh. v. Schlei-
nitz, Beobachtung der steilen
Abhänge der Korallen-Inseln
L 4tL

— Verwendung des |Tieflotes
von Baillie 1^ 5fL

— Lotungen L fti, 22 f . 126,

— Erforschung des Atlantic Lj
TiL 8iL 22Ü f . 2£ü ff. IL 313.

— Erforschung des Pazific L 101 .
1Q5 f . LLL 114, 22fi ff. II,

— Erforschung des Indischen
Ozeans I, 112 f. Ell ff. II,
424. 4m

— Untersuchungen über die
Dichte des Meerwassers L
117. 152. 154 f.

— Farbe des Meerwassers 1^
176.

— Temperaturmessungen 1,247.
IL 288 Anm. L

— Lotungen im Falklandstrom
IL 441 f. 444,

Gegißtes Besteck II, 323.
Geinitz, Eugen, Berechnung

der Seetielen aus Stoßwellen

L 1Ü£ II, 121» IM,
Gelber Fluß s. Hoang-ho.

Gelbes Meer, Teil des ostchines.
Randmeeres 1^ 22 Anm. tL

— — über den Namen 1, ftL 117.
II, 5ÜL

Genfer See 1, 18&

— — rhythm. Niveauschwan-
kungen desselben II, 142 f.
147 f.

Genna L 23L 2M*

— höchste Sturm wellen im Golf
von Genua nach Smyth II. 51.

Geographische Gesellschaft zu
London, ihre Verdienste um
Benennung und Begrenzung
der fünf Ozeane 1^ 14*

Georgesbänke I, ML

Georgia I, 28,

Georgskanal II, 48§ f.

„Germania", Kapt. Koldewey,
deutsche Nord pol fahrt., Tem-
peraturmessungen L 341.

Gerstner II, iL

Gesellschafts-Inseln 1^ 211 115.

121L 152, IL 48*L

„Gettysburg" 4 , Lotungen im tief-
sten Depressionsgebiet des
Atlantic L 75.

Gezeiten II, IM ff.

— über das Wort G. II, 154 f.

— Ueberblick über die G.-Er-
scheinungen II, 154 ff.

— Springzeit und taube Gezeit
II, 156 f. 171. 177 ff.

— Wasserstandsmessung, Pegel
II, 1£2 ff.

— Theorie der Gezeiten, Gleich-
gewichtstheorie II, IM ff. 213.-

— elementare Ableitung der
Gleichgewichtstheorie, Mond-
und Sonneniluten IL 167 ff.

— Zenithflut und Nadirflut IL
124.

— Flutgröße oder Flut Wechsel
II, 12k

— die wichtigsten Kombinatio-
nen der Mond- und Sonnen-
flut nach Hann II, 178.

— halbmonatliche und tägliche
Ungleichheit II, 122 f.

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Register.

541

Gezeiten, parallaktische oder el-
liptische Ungleichheit II, I81f.

— Einwirkung der Mondstörun-
gen auf die G.-Phänomene
II, 132 f.

— G.-Theorien v.Laplace,Young
und Whewell II, 134 ff. 2ÜL

— Airys Kanaltheorie II, 191 ff.
2JiL

— Schwankungstheorie von Fer-
rel II, IM ff.

— Untersuchungen von Borgen

II, 2D5 ff.

— Untersuchungen von Sir Wil-
liam Thomson IL, 213 ff .

— harmon. Analyse der G.-Be-
obachtungen II, 214 ff.

— zusammengesetzte u. Neben-
gezeiten II, 211 f.

— meteorolog. Gezeiten II, 218 f.

— ungelöste Probleme II, 2Ui ff.

— Vorausberechnung des Hoch«
wassers II, 222 ff.

— die G.-Strömungen beson-
ders im britischen Kanal und
in der Nordsee II, 224: ff. 239 ff.

— Anwendung d. Wellentheorie
auf die G.- Ströme II, 224 ff.

— Berechnung der Stromstärke
II, 229 ff.

— rotatorische Strömungen II,

233, 222 ff.

— Ablenkungd.G.-Ströme durch
die Erdrotation II, 253 ff.

— über die Flußgeschwelle 8.
Flußgeschwelle.

Gezwungene Wellen s. Wellen.
Ghunfura 1^ 81ti.
Gibraltar, unterseeische Boden-
schwelle bei G. L, 64, 2ii5,

— Strömungen bei G. Lj 170.
IL, 296 f. 299 f. 466.

— Stoßwelle vom Erdbeben von
Lissabon II, 112 f.

— Straße von L> 3& 90, 12L
413, tdJL

— Tiefenverhältnisse L9L

— — — Dichte des Meerwassers
in derselben ^ 170.

Gibraltar, Straße von, Boden-
schwelle derselben scheidet
das Mittelmeerbecken von
dem kalten Tiefenwasser des
Atlantic ab 265*
Gilbert-Inseln II, 48L 49k
Gironde, Flußgeschwelle der II,
264 ff. 268 f. 22L

— Sprungwelle in der G. II, 276.
Gishiginskbai II, 499.
Gjedser L» 1£L

Glasenapp, period. Schwan-
kungen des Salzgehaltes im
Rigaischen Meerbusen 1^ 169.

Gleichgewicht zwischen Wasser-
und Landmassen nach Krüm-
mel ^ 62 f.

Gleichgewichtstheorie der Ge-
zeiten 8. Gezeiten.

Gletschereis L 358* 363.. 314 f.

Globigerina btdloides 1^ 66. £6.

Globigerinenschlamm I, 66.

— Beschaffenheit und Vorkom-
men I, 68 f .

— Vorkommen im Atlantic Lj
86 ff.

— Vorkommen im Pazific 1^ 116»

— Vorkommen im Ind. Ozean
k 12L

Glückstadt, Stoßwelle vom Erd-
beben von Lissabon bis nach
Gl. fortgepflanzt II, 118.

— II, 26k 212,
Godavery 1^ 156.
Göta-Elf II, 359 f.

Goim py, Einwirkung der Wind-
stärke auf die Wellenhöhe
II, 61 f., auf die Strömungen
II, 32k

Goldküste, kaltes Küstenwasser
entlang der G. II, 412 f.

Golfkraut II, 429.

Golfstrom 1^ 92 f . 15L 213, 216.
242. 28L 312, 3üiL m II,
79 f. m 3M, 452 ff.
456 f.

— Tiefe desselben 1^ 99*

— intensiveres Blau als das an-
grenzende Wasser 175.

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542

Register.

Golfstrom , Temperaturvertei-
lung im 6. Lj 262 ff. 32CL
322.

— Temperaturmessungen des
„Challenger" und des „Blake u
L, 212 ff.

— Vergleichung der Tempera-
turen im 6. und im Kuro-
siwo Lj 289.

— Verlauf desselben auf der
Kircherschen Strömungskarte
II, 329,

— über den Namen G. II, 418.
42L

— s. auch „ Floridastrom w .
Golfstrom-Inseln II, 454.
Golfstromtrift 1^ 2hh* 2i>& 220.

382. II, 425,

— s. auch „Nordati an tische Ost-
Strömung".

Gordon, Kapt. II, 412.

GoreVInsel II, 3Ü8.

Gor ringe, Kommandant der
„Gettysburg". Auffindung der
Gorringebank durch densel-
ben t 77.

Gorringebank 1± TL

Gotland-Insel, größte Tiefen der
Ostsee bei der 1^ 9Q.

Gough-Insel 2g, 24, 2&

Gradient, barischer l± 2QL 215.

Grahamklippe II, 150.

Grahamsland ^30. LiHlL H> 5ÜL

Grand-Cayman-Insel L, 1QQ. 120.

Grantland 1^ 20.

„Gratitude", Trift des Schiffes
II, 462.

Grauer Schlammboden 1^ 67.

„Great Eastern", Kabellegung
zwischen Irland und Neu-
fundland I, 8D,

Greef, cit. Ii, 414,

Greenwich II, 240.

Gregorief, Messungen d. Salz-
gehaltes im Murmanschen
und Weißen Meere 1^ 162.

— cit. t 348.

Grenzengliederung der einzelnen
Meeresräume 1^ 22*

Griechenland, steiler Abfall des
Seebodens an den Küsten L
94

— Seebeben wellen II, 115 ff.

Griechische Inseln, Verbindungs-
brücke zwischen Europa und
Kleinasien ^ 49.

— — Strömungen im griechi-
schen Archipel II, 467.

Grimsag-Insel ^ 324.
Grinnellland L, 3üiL
Grisebach, cit. II, 460. 5Ü'V
Grönland, Flächeninhalt L 2i

— Fjorde an der Ostküste L42L

— kontinentale Insel L 4£L

— kalte und warme Wasser-
streifen bei G. ^ 320.

— Temperaturmessungen ander
Westküste 1^ 333.

— Gletscher I, 371.

— Eisströme an der Ostküste L
328 f.

— Verhalten des Eises an Ost-
und Westküste L, 38L

— L 80. 82 ff. 122 f. 125. 158.
m 2LL 21fi. 317 f . 323. 32L

am aM ff . 34ö. Sil

'Ihh f . 363. 368. 3SÜ. 11*2, II,
2Ä1 f . 3IiL 45k 452. 46Q f.
Grönländisches Meer, Verglei-
chung seines spezif. Gewich-
tes mit dem anderer Meeres-
teile I, IfiL

— olivengrüne Färbung eines
Teils desselben L, 177.

— Strömungen bei Grönland

ii, 4aa f.

Großer Ozean, Bezeichnung für
den Stillen Ozean 1^ 17.

— Salzsee, sein Salzgehalt L

Grüne Insel II, 490.

Grünes Meer, Name des Persi-
schen Meerbusens bei den
Ktistenbewohnern L 177.

— Vorgebirge s. Kap Verde.
Grundseen II, 65. ÖL HL
Guadeloupe I, 267.

Guam II, 22<L 4iiL

ed by Google

Register.

543

Guama, Schilderung der Sprung-
weite im G. von Martins II,
22fi f.

Guatemala, Brandung an der

Küste bei Istapa II, 90.
Guayaquil I, 42, II, 309 f.

— Stoßwelle vom Erdbeben von
Iqoique in der Bai von G.
II, 122,

G ü m bei, Prof., Untersuchungen
v. Meeresgrundproben 1. 1 15.
Günther, S., cit. II, 153, 33L

G ii e y (1 o n , de. cit. II, 299 An m . 1 .

Li uiey sse, cit. II. (L

Guinea I, 67. II, 404. 4Q9. 41;].

— Wellengruppen an der Küste
II, 52,

— die ständige Brandung heißt
hier „Kalema" II, 95,

— Kfiste von G. II, 13k

— Meerbusen von I± 18. II, 454.

— — — geringstes Maß der Ab-
gliederungvom offenen Ozean

L 1^
Guinea-Inseln II, 414.

Gnineaströmung, im Jahresmit-
tel weniger dicht als die
beiden Aequatorialströme 1±
152 f.

— von den Portugiesen schon
im 15. Jahrhundert gefunden
II, 328,

— 1^ l&L 230, II, 3QE 329, 399,
401 ff . 42LL

„Gulnare", Kapt. Sherman, Tem-
peraturmessungen an der
Westküste von Grönland I.

m

Gumprecht, cit. II, 454.
Guppy, Abflußmengen einiger

Flusse L 13L
Guyana 1,250, II, 395 f. 313.

— Sprungwelle in den Flüssen
des brasilischen G. II, 27 tJ.

— Brandung an der Küste II, 90.
Guy anaströmung II, 383, 324, 398.
Gwynn Jeffries s.„Porcnpine"

und ,Valorous a .

IL

Häckel 6&
Hafenzeit II, ISfi.

— Verlauf der IL an den nord-
europäischen Küsten II, 189.

— theoretische Vorausbestim-
mung der IL ein ungelöstes
Problem II, 221 f.

— ordinäre und verbesserte IL
II, 222,

Hälfe L 4Ü,

Hagen, Pegelbeobachtungen in
der Ostsee 1^ 35.

— Umgestaltung der Wellen bei
Abnahme der Wassertiefe II,
81 f.

— Erklärung des Brandungs-
voreanges II, 92 f.

— Beobachtungen von Bran-
dung II, 94,

— Versuche über die Wirkung
der Abrasion II, 101 ff.

— sonst seine Wellenunter-
suchungen cit. II, 2 f. 5 ff.
10, 13 ff. lä ff. 25 ff . 3L 35,
45, 24, 129 ff. 23L 2fiL 30t;.
512 f.

Hainan II, 312,

Hain es, Veränderlichkeit der

Strömungen vonBab-eKMan-

deb II, 298,
Haiti Ij 99 ff. 202, II, SSL 422,
Hakodate, Stoßwelle von Iquique

bis IL II, 122, 132.
Halbmonatliche Ungleichheit der

Fluten s. Gezeiten.
Haies, Wasserschöpfapparat

von L 238.
Halifax, Hafenzeit von II, 212*

— I, 07. 27-2 f. '275. II. 197. 420.
430,

Hall, Polar- Expedition auf der
„Polaris 44 L 22, 125, 322,

— Messungen des spezif. Ge-
wichts des Seewassers auf
derselben durch E. Bessels
h 1£L

544 Register.

Hall, Schollenfahrt von 19 Mann
dieser Expedition 11, 486.

Halmahera II, 489.

Halpin, Kapt. 1UL

Haltermann, Kapt. II, 441.
508.

Hamberg, cit. 11,292. 224* 433.

435.

Hamburg, Stoß welle vom Erd-
beben von Lissabon bis nach
IL fortgepüanzt II, IIS,

— II, 2M f . 22Q f. 22k 454.
„Hamelin", Kapt. de la Jaille,

Wellenraessungen II, 40.
Hamilton Inlet L 83.
Hammerfest I, 335, 331L 11,454,
Handbuch der nautischen In-
strumente, cit. 1^ 141 f. 240.
242,

— — Ozeanographie, herausge-
geben v. k. k. Reichs-Kriegs-
ministcrium, Wien, cit. I,
1XL 362. II, 2SS Anm. L "

Handbücher der Navigation, cit.

II, 222,
Hand- oder Bleilot 51 f .
Hang-tscheu U, 22k
Hann, I, 3 f. 33, 144, H, 315.

350.

— Vergleichung des spezif. Ge-
wichtes einiger Meeresgebiete

— wichtigste Kombinationen d.
Mond- und Sonnenllutll. 17 t s.

„Hansa", Trift der Besatzung L
m* II, 42Ü

Hanstholm II, 254.

Hardangerfjord L 264. 332.

Harlacher, A. R. II, 380.

Harmonische Analyse der Ge-
zeitenbeobachtungen 11,214 ff.

Hatt II, lfifi.

Hatteras-Inlet II, 197.

Hauptäquatorialstrom 8. südliche
Aequatorialströniung.

Havana 1^ 97.

Havbröen, Beschreibung dersel-

ben L,

85,

Häven, de, s. „Rescue".

Havre II, 245. 267.

— Flutkurve von II, 213 f.
Hawaii-Inseln I^ 2L 198.

— Stofjwelle von dem Erdbeben
von Arica II, 121.

Hayes, Nordpolfahrer L29, 135,
368 f.

Heard-Inseln L, Iii 312. äaL
II, 132,

Hebriden L22Qf.ll» SIS.

m*

Heclabai II, 462.
Heert, P. F. van L 193.
Hegemann, Kapt. ^ 194,
Heinrich, spezif. Gewicht des

Eises L 361.
Heia, spezif. Gewicht und Sali-

gehalt bei L, 16&

— Halbinsel U, 66. 3ÜLL
Helder H, 152. 234, 250.

— Flutkurve vom II, 244 f.
Helgoland, Salzgehalt bei l, h&

— Beispiel einer Flutkurve von
iL II, lß5 f.

— 1±2£L II, ol. 240. 242. 244 f.
303. 463.

Helgoländer Bucht , Gexeiten-
ströme der II, 246 ff.

Helmert, ciL II, 29iL 30k

Helmholtz II, 212.

Helsingör, Salzgehalt bei L

„Herald", engl., Kapt. Kellet,
Temperattirmessungen in der
Beringstrafte L 854.

Herald-Insel H, 462.

Herkules, Säulen des I, 13.

„Hermes 4 *, engl., Beobachtungen
von Dr. Ord über den Ein-
Üufi starker Niederschlage
auf das spezifische Gewicht
des Meerwassers 1^ 15G.

Herodot, erwähnt Gezeiten H,
152 f.

Herschel, Sir John, gebraucht
die Bezeichnung „Südozean"

— Flutgrotie in Annapolia U,

1ÜL

— I, 236. U, 286. 340.

ed by Go

Register.

545

* Hertha", Jacht, Expedition in
der Adria ^ HL
Untersuchungen über die
Durchsichtigkeit des Meer-
wassers L> 134 f.

„Hertha", S. M. S., Kapt. Kall,
Strombeobachtungen im ja-
panischen Strome II, 493.

Hertz, Heinrich, Beitrag zur
Theorie der Meeresströmun-
gen U, 333 f. 35L

Herz s. „Luise".

Hettner, A., II, 5ÖÜ f.

Heuglin cit. II, 298,

Hilgard, Angaben über mitt-
lere Tiefe des Stillen Ozeans

— Berechnung von Seetiefen
aus Stoßwellen II, 130.

Hilo, Stoßwellen von Arica und

Iquique bis II, 121 f.
Himalaya L 100, 108.
Hindos tan L 108,
Hirshals II, 240.
Hirth cit. L, 217.
Hoang-ho (gelber Fluss) Lj 2£L

— nach dem gelben Schlamm
des H* erhielt das „Gelbe
Meer w seinen Namen I, ßL

— mittlere Abüußmenge 1^ 1H1.

Hochstetter, Fr. v., Berech-
nung der mittleren Tiefe des
Pazific aus Stoßwellen 1^ 109.

ii, m ff. 134..

Hochwasser, Vorausberechnung
desselben II, 222 ff.

Höhenbestimmungen , bezogen
auf das Meeresniveau 1^ 34 ff.

Höhenunterschiede zwisch. Berg-
gipfeln u. Meeresgrund 1^ 108.

Hornösand ^ 169.

Hoff, K. E. v., Angaben alter
Schriftsteller über seismische
Erscheinungen im Mittelmeer
IL 115 f.

— Stoßwellen vom Erdbeben
von Lissabon H, 111 f.

— Stoßwellen des Pazific H,
119 Anm. L

Krümmel, Ozeanographie II.

H o ff, K. E. v., cit. II, 12fi Anm. L
H o f f m a n n , P., cit. über Meeres-
strömungen H, 345 f. 353.
2Ü3 ff. 320 f . 823 £ . 32fi f .

412 f . 42Q, 425 f .
43L 4ßk 4&L m f . 489,
493. 495. 499. 502. ,504 ff.
5Ü9 ff.

— Flutautographen in der Ost-
see II, Lü5 Anm. L

— Eintagsfluten in der Chinasee
II, 22Ö f.

— Temperaturen entlang der
Westküste von Südamerika
II, ML

— Auftriebwasser in höheren
Breiten II, 318.

— Stärke des südl. Aequatorial-
stromes im Atlantic II, 387.

— niedrige Küstentemperaturen
bei Panama II, 432,

— U, 35L 33k 402 494,

— s. auch „Möwe 4 * und „Del-
phin".

Hoffmeyer, N., Kapt., Bahnen
barometrischer Minima im
Atlantic L> 214,

— Temperaturverteilung in der
Dänemarkstraße 1^ 323 ff.

— I, 270.

„Ho~hle See" II, 64,

Holländische Küste, Gezeiten-
strömungen an derselben II,
251. 253 ff.

Holl mann, Kapt. II, 442.

— 8. auch „Elisabeth".
Holm cit. II, 435,
Holsteinische Küste, Form der

Gestadebild nng II, 109.
Holzhauer s. „Drache".
Honduras. Golf von 1,100. 11,390.
Hongkong I, 123, U, 317.
Honolulu, Stoßwellen von Arica

und Iquique in II, 121 f. 135.

— I, 68. 102 m 112 115 f.
22L II, 485.

Horsburgh, Beobachtung
merkwürdiger Färbung des
Meerwassers U 179.

35

ed by Google

540

Register.

Horner 8. „Newa".

Horns Riff-Feuerschiff II, 240.

Hornsund, Temperaturen im 1^
344.

H o s k y n , Lieut., „Porcupine".

H u b b a r d, Untersuchungen über
die Ausdehnung des Meer-
wassers durch die Wärme L>

143. 145,
Hudsonsbai I, 28,

— Areal 1^ 23 Anm. L
Hudsonstrn&e L, 24. 82.
Hugli II, 122,

— Sprungwelle im IL II, 2I&

m

Hull II, 5L

Humboldt, Alex, v., Unter-
suchungen über Niveauunter-
schiede 1^ 32.

— Ursprung der Farben töne des
Meeres £ 174.

— Wasser der tropischen Meere
dunkelblau i, 175.

— Meeresleuchten 1^ 181.

— Brandung an der Küste von
Peru II, öl.

— behauptet die polare Herkunft
des Tiefenwassers II, 284 f.

— niedrige Temperaturen ent-
lang der Westküste von Süd-
amerika II, 3QQ f.

— seine Ansicht über die Theo-
rien der Meeresströmungen
H, 335 f.

— Temperaturen über und an
isolierten Bänken II, 362.

— Beschreibung der Sargasso-
see 428 f.

— dt. ii, m m m ^

Humboldtstrom s. Peruanischer
Strom.

Humphrey Gilbert II, 329.
Hunt II, 107.

— Grundseen auf der Neufund-
landbank II, 9L

— Untersuchungen über Ent-

stehung der Wellenfurchen

H 322 f.
Hunter, Admiral II, 429,
Hurrikane L 217.
Huxley ^
Hval-Inseln U, 24L
Hwang-hai s. Gelbes Meer.
„Hydra", engl., Kapt Shortland,

Lotungen im Indischen Ozean

— Temperatarmessungen im
Arabischen Meere iL 315 t.

Hydrographische Aemter L 10^
4L

Hydrographisches Amt in Berlin

h 2Ü&

— — zu Washington, maritim-
meteorologische Karten für
den Pazific 1^ 193.

Hydrometer L, 14L
Hydrometeore 1^ 2UL

I,

Ika na Maui H, 505 f.

„Iltis 4 *, S. M. S., Bericht über

die Paracel- Inseln II, 482.
Imbros II, 467.
Imray cit. II, 492*
Indien, Ergebnis der Verdnn-

stungsbeobachtungen in IL,
2Q7.

Indigirka L> 35Q.

Indischer Ozean, Benennung des

Nord ran des im Altertum L>

14,

— — Begrenzung I, UL

— — angenäherte Größe mit
seinen seitlichen Gliederun-
gen ^ 19,

selbständiger Meeresraura

L 21.

Areal I, 22.

äußere Umrisse Lj 27.

Inseln 1^ 28.

— — Küstenaufnahmen L> 42,

— — zahlreiche Bänke 1± 48.
Verhältnis d. Inselflächen

zur Meereslläche L 48 f.

ed by Googl

Register.

547

Indischer Ozean, Tiefen- und
Bodenverhältnisse 1^ 59 f. 62.
70 f. llß ff. 12k

— — Tiefenkarte desselben von
Krümmel L, HL

— — spezif. Gewicht und Salz-
gehalt 130, 147. 154 f. II,
282.

milchweiße Färbung des

Wassers I, 128 f .

— — geographische Verteilung
des Luftdrucks ^ 198.

Winde L> 202 ff.

Stürme l> 212,

Regenverteilung 1^ 220.

— — Temperaturverteilung I,
234. 243 f. 311 ff.

Eis in demselben 1^ 885.

— — Wellenmessungen v. Paris

4&. 42 f. 49. 28.

— der Novara-Expedition

II, 48,

Brandung in der Lombok-

straße II, 92*
Stoß wellen II, 122 ff.

— — Anstauung von tropischem
Wasser II, 312,

— — Auftrieb von kaltem
Tiefenwasser II, 314 ff.

— — Strömungen II, 408 ff.
Indus Lj 199,

— — mittlere Abtlußmenere I,

„Ingegera", schwed., Tempera-
turmessungen in der Davis-
straße Lj 818.

„Ingolf, dän., Kapt. Mourier,
Lotungen in der Dänemark-
straße 1^ 84.

— Temperaturmessungen eben-
da I, m 325 ff.

Inselklima 1^ 50.

Inseln, Verhältnis der Insel-
ilachen zu den Meeresflächen
nach Krümmel L 48 f .

— kontinentale und ozeanische
I, 49,

— niedrige Inseln I^ 5Q.
Insulosität I, 49,

Interferenzen II, 4ti.
Iquique I^ 102.

— Stoßwellen vom Erdbeben
von L II, 121 ff. 132.

Irische Bank ^ 8L

Irischer Kanal, Fluthöhe an der
Waliser Seite größer als an
d. gegenüberliegenden II, 254.

Irisches Meer, Flutwellen in
demselben II, 188 f.

Irisch-Schottische See, zur Nord-
see gezählt L> 23 Anm. 5,

Irland ^ 23, 25, 80 f . 1Ä 22L
256. 321. II, 48. 197. 199.
209. 422. 431.

Irminger, Admiral I, 820. II,
m, 432 f . 435, 455 f . 4fiL

Irmingerstrom JL 22Q_. 324. II,
222. 433 ff. 455,

Isabel-Insel II, 490.

„Isbjörn a , österr., Expeditionen
unter Weyprecht und Graf
Wilczek, Temperaturmessun-
gen im Barentsmeer I, 842 ff.

Isigny, Flutkurve von II, 273 f.

Island I, 25. 22. 45, 22, 80. 82 ff.
122 f. 152 f . 122. 213 f . 222 f.
270. 317. 322 ff. 32fl 328 ff.
334, 33S ff. 34L 380. 382.
II, 37. 294. 425, 429. 432 ff.
447. 451 f. 455 f. 4ÜL

Island-Farö-Rücken ^ 322. vgl.
Wy ville-Thomson-Rücken .

Isola Guilia II, 1ML

Isorhachien II, 190.

Isothermobathen 1^ 245 f.

Istapa, Brandung bei II, 90.

Italien, Zerstörung einiger adria-
tischer Küstenorte Mittel-
italiens durch Stoßwellen II,
11k

— Ostküste fällt sanft ab L2fL

— Ostküste hat geringere Flut-
höhe als die dalmatin. Küste
II, 25L

— Strömung an Ost- und Süd-
küste II, 407.

— I, 90 . 92,
Itea n, HL

548

Register.

J.

Jacksonbai II, 504 .

Jacobsen, A., Prof., Methode
der Bestimmung des Luft-
gehaltes im Meerwasser 1^
135 ff.

Jacobson s. „Fylla".

Jaille, de la, 8. „Hamelin".

Jalmal, Halbinsel I^ 349,

Jamaika I, 1£ML

Jambuck II, 475.

Jana L 350.

Jando L 3ÜL

Jan Mayen I, 84. 817. 330 i. 334.

m ff. ii, 4M,

— — Tiefen und Meeresboden
bei J. 1^ 122 f.

Japan, Kü8tenverme88ungen l.42.

— japan. Inseln der Küste pa-
rallel I, 49,

— steiler Abfall des Meeres-
bodens I, 58 f . 102.

— Küstenablagerungen Ij 62,

— Tiefen zwischen J. und den
Admiralitäts- Inseln 1^ 110.
12iL

— Temperaturen zwischen J. u n d
den Aleuten I, 28ü f .

— - Temperaturen z wischen J. und
Neuguinea L 298 f . 8Q2, 308.

— Stoßwellen an der Küste II,
1 i<j f.

— I, 21 Mf. lÖfL 109, im
115. 195. 277. 281. 283. 285.
II, IM,

Japanischer Strom (Kuro-Shio)

ii, m ff.

Japanisches (Rand-)Meer, Areal
1, 23.

— — Orkane L> 2TL

— — Strömungen II, 499 f.
II, 43.

Jarz cit. II, 384,

Java, kontinentale Insel l± 49.

— i läi U, 80..

Javasee , geringes Vordringen
der Stoßwelle von Krakatau
in der II, 124.

Javasee, Strömungen II, 4S2,
„Jeanette", Trift derselben II,

458 ff.
Jedda I, 31Ü.
Jeffreys II, 502.
Jenissei 1,29. 124. 19^. 349.^0.
Jericocoara II, 209.
Jesso (Yesso) L, 22L 281. 280.

288, 308, II, 5Ü£L
Johnston-Islands II, 497.
Joneleith, Kapt. II, 441.
Jonisches Meer, Benennung L,

18,

I, 94.

Jordan 1^ 173.

Juan-FernandezGruppe 1^ 100.
Jütland, Hafenzeiten an d. Küste
II, 240 f. 24iL 254,

— Strömungen an der West-
und Nordküste II, 468 f.

Jugorstrafie 350,

Jukes, über Bimssteinablage-
rung durch Erdbebenwellen
II, 187,

Julianehaab II, 435.

Jumba, Bai von II, 308.

Jupiter-Einfahrt (J.-lnlet) I, 98,
276.

K.

Kabellegangen, erste Idee der
K. von Morse fL

— durch die K. die ersten wich-
tigsten Aufschlüsse über Ver-
hältnisse der Tiefsee ge-
wonnen Ij fi f.

— die ersten transatlantischen
Kabel verbinduögen 80.

Kabes, Golf von ^ 93.
Kadettenrinne 1^ 167.
Kadsusa, Stoßwelle von Iquique

bis K. II, 122,
Kämtz L> 198,

„Kaiser", Kapt. Ruhase, Tempe-
raturmessungen im Agulhas-
strom II, 428,

Kaiser Wilhelmsland II, 4£L

Kalema II, 95. 514,

ed by Googl

Register.

549

Kalifornien, Vermessung der
Küsten L 42,

— Bänke an der Küste 1^ 48,

— steiler Abfall der Küste 1^ G4,

— rasche Tiefenzunahme auch
an der Ostseite L 102 f.

— Stoßwellen and. Küste II,12Ü

— I, 101. 103 f. 109. II, m

22ö f . m aii m

Kalifornischer Strom II, 4M f.
Kalifornisches Randmeer, Areal

— — auch Purpurmeer genannt
L, 122, II, m

Kalkutta I, 315. II, 276.

Kall, Kapt. s. „Hertha".

Kalmenzone, in derK. durch die
große Niederschlagsmenge
Verminderang des spezif. Ge-
wichts des Meerwassers 1.146.

Kalte Mauer s. kalter Wall.

— Rinne L 25, 25fi. 259.
Kalter Wall ( kalte Mauer) 1,254.

322,

— — Temperaturen L, 2ß9 IT.
II, 420,

Kaltwasserflecken II, 412, 414.

Kamaishi, Stoßwelle von Iquique
bis K. II, 122.

Kambodscha 1^ 20.

Kampesche-Bank L 4L

Kamtschatka L> 153, 128, 288.
308. 352 f . II, 4&L 498 f.

Kamtschatkastrom II, 498.

Kanaltheorie der Gezeiten von
Airy II, 191 ff.

Kanarien- (oder nordafrikani-
scher) Strom II, 328 ff. 408.
411. 428. 496.

Kanarische Inseln 1^ 2fL 42* IL
2ß* 14SL II, 308. 313.. 383»

— — Beschaffenheit d. Schlamm-
bodens bei denselben ^ 68,
82 ff.

Kandaru ^ 302.

Kandia 8. Kreta.

Kane, Nordpol fahrer 1^ 21L

— Temperaturen im Rensselaer
Hafen I, 354»

Kane, Bersten der Eisberge 1^

— treibendes Eis lj 377.
Kant, Wellengruppen an der

Küste von Guinea II, 52»

— cit. II, 334, 43fL
Kap Agulhas L UL 25*

Kap- (oder Agulhas-)Bank L 48.

IL, 9k
Kap Barrow II, 4Ü2,

— Blanco II, ML 21& 3&L

— Bojador I> 25, 42, II, 481.
493.

— Bon L 9L II, 148.

— Canaveral 220.2m 11,419.

— Catherine II, 308»

— Catoche II, 390,

— Coast Castle L 222. II, 413,

— Cod II, 20£L 21L

— Comorin L 210.

— Concepcion II, 496.

— Corrientes II, 420 f.

— dAmbre II, 4M.

— Delgado (Ostafrika) II, 4I£L

— der drei Spitzen (Oberguinea)
II, 413,

- Geduld (Sachalin) IL 499 f.

— — guten Hoffnung, Wellen-
messungen bei demselben
von Kapt. Stanley II, 45,

— — — — Wellenmessungen
von James C. Ross II, 4ö f.

Untersuchungen über

Wellenlänge östlich von dem
Kap durch Lieut. Paris II. 62.

L> 48, 25, 8D. 112.

152 f. 125, m 19;?. 205.211.
224, 24£, 25.iL 312, II, 2ü2,
438, 425.

— Engano (Luzon) II, 484, 4&L

— Farewell (Farvel) I, 25, 82 ff.
31*. «20. 855. 382. II, 433 ff.
455.

— Finisterre II, 213, 312.

— Flattery I, 103. 1Q6. 1Q8. 2*4,
II, 492,

— Florida ^ 92, 2M,

— — Höhe der eintägigen und
halbtägigen Gezeiten II, 203.

ed by Google

550

Register.

Kap Frio (Brasilien) II, ÖL 444.

— Granitola, Karrobbio am II,
150

— (iuardafui II, 310. 227,

— Hatteras ^ 44. 75. 222, 268.
222, 22fL II, 21L 432.

— Henry II, 192,

— Horn 1^ 14 ff. 25. 22, 45.

442 f. 425, 506 ff .

— -Horn-Straße II, 507 f.

— -Horn-Strom II, 438 f. 443 ff.
415, 502 f.

— Howe II, 422. 502. 505,
Kapillare Wellen, Bezeichnung

von Scott Russell II, 58 ff.
134,

Kap Kinghaean II, 494.

— )a Hague II, 232 f. 225,
Kapland II, 48, II, 446 f . 426 f.

— hochlaufende See südlich vom
K. II, M,

— Hafenzeit II, 209,

Kap Leeuwin L 113, II, 42k

— Linguetta I, 2ß6,

— Lizard 1^ 104. II, 20, 94..

— Lookout II, 42L

— Lopez ^ 42, II, 454,

— Malia II, 467.

— — hochlaufende See beim II,

— Manning II, 462,

— Matapan II, 462,

— Matuti II, 404,

— Nord (auf Island) ^ 324.. H2±L
II, 433,

— Nosima L 102.

— Oranje L, 74.

— Padaran II, 481 f.

— Palmas II, 399, 404, 413 f.

— Prince of Wales I, 852,

— Providence II, 504.

— Race (Neufundland) II, 1Ü2,
IM, 212, II, 426, 422,

- Ilosa L> 1)2,

— Sable II, 4M,

— San Antonio II, 390,

— San Lucas L> 102, II, 309. 4Ü2,

— Spartel L, 42, OL II. 307.

Kap Spartivento L, 92,
Kapstadt 1^ 48. 6L 154, 312, IL,

90. 308 f. 400.
Kap St. Andre II, 470,

— St. George II, 48L

— St. Roque L, 25. 42. 68. 83.
II, 388 f. 325,

— St. Vincent L 22.

— Statland II, 452,

— Trafalgar L, <)L

— Tres Koreas I, 9L

— Tscheljuskin L 124,

— Vandiemen 117 505.

— Varela II, 48L

— Verde (Grünes Vorgebirge)
L 42, II, 302 f. 398 f. 411.

Kapverdenrinne II, 210.

Kap Verdesche Inseln L, 26, 2£ i.
88, 149. 19L 194. II, 212,
385, 228 f . 408 f. 42*,

— Verdesches Becken L 75. 77.

— Wankarem L 350,

— Warscheik U, 316.

— Wilczek, Messungen der Eis-
dicke bei I, 321 f.

— Wrath Lj 32L II, 209.
Karabugashaff, Grund seine«

hohen Salzgehaltes II, 297.
Karaibisches Heer s. Antillen-
meer.

Karduan, Salzsee, sein Salzge-
halt I, 123,

Karibische Strömung II, 389 t
394. 415,

Karische Pforte L 383.

Karisches Meer, beste Verbin-
dung zwischen Europa und
den Flußmündungen des Ob
und Jenissei I^ 29.

Tiefe I> 124.

— — Temperaturverteilung

Karolinen 27. 59. 103. 110.

249- II, 484 f. 490,
Karpathen II, 119.
Karratschi II, 214.
Karsten, Prof. L 0& 143 f.

235 ff.
Kas Deber l± 316.

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Register.

551

K aspische Niederung, Salzseen
in derselben l± Ü3,

Kaspisches Meer, unregelmäßi-
ger Seegang II, 3fL

— — Salzgehalt in den Rand-
lagunen und -Seen desselben
II, 2£L

Katwyk II, 240,
Kattegat L 80. H, 465,

— Dichte und Salzgehalt 1,165 ff.

— Wassertemperataren L 202.

— das Ostseewasser fließt nach
dem K. zu II,

— Niveauunterschiede bei der
Sturmflut 1872 II, 303.

Kays er, Ursache der blauen

Farbe des Meeres I, IRQ.
Keeling-Atoll II, 35,
Keller II, 512.
Kellett, Kant L 322, II, ML

— s. auch „ Herald u und „Reso-
lute".

Kemp-Insel I, «30.

Kennedykanal 1^ 25. 29. 125.

Kepler, führt die Meeresströ-
mungen auf die Erdrotation
zurück II, 33L 334,

Kerguelen I, 70. 117. 121. 154.
312 f. 357. II, 43, tfiL 132,
475 f. 478. 480. 504.

Kerhallet cit. II, 483, 485.
48k 502 f.

Kermadec-Inseln II , 485, 5Ü5 f.

Kewi 1^ 162.

Key West, Höhe der eintägigen
und halbtägigen Gezeiten II,

m

Kiel, Flutautograph bei II, 1Ü5

Anm. L
Kieler Bucht I^ 16L

— Hafen, Beobachtung von Ent-
stehung der Wellen im II,
52 f.

— — Umgestaltung der Wellen
bei Abnahme der Wassertiefe
II, 88,

— — Temperatarwechsel in-
folge vertikaler Zirkulation
IL 3QÜ,

Kieler Hafen, Entstehung von

Wellenfurchen II, 323,
Ki-Inseln I, ML
Kiistraße II, 494,
Kilbaha II, 2Q2,
King II, 508.

King - George - Sund (Königs-
Georgs-Sund), Eintagsfluten
im II, 220 f.

— II, 479.

Kipp-Thcrmometer L, 24L
Kirch er, Athanasius, zeichnet
die erste Karte der Meeres-
strömungen II, 029,386, 398,
405,

Kirchhoff, A. cit. 1^ 50,
Kirch hoff, G., Formel für
stehende Wellen II, 140 f.

— II, 352.
Kirkeböe II, 432,
Kiushiu II, 5ÜL
Kleinasien L 9Ü,

— steiler Abfall des Seebodens
an den Mittelmeerküsten 1,94.

— Strömung an der Süd- und
Ostküste II, 4£L

Klippen I, 45/42,

— blinde Lj 45.

Klippenbrandung II, 85, 93 f.
108,

Klippenküsten 1^ 45,

„Knight Errant", engl., Kapt.
Tizard, Temperaturmessun-
gen im nördl. Nordatlantic
L> 322,

Knipping, warme und kalte
Wasserstreifen am Nordrande
des Kurosiwo I, 285.

Knoop, Kapt., Messungen von
Länge und Geschwindigkeit
der Ostseewellen II, 28 f. 8S,

Knudsen, Kapt. II, 441.

Koblenz II, AIS Anm. L

Koeppen, Bahnen der baro-
metrischen Minima 1^ 2UL

— Darstellung der Regenver-
hältnisse im Atlantic 1^ 220.

— Uebertragung von Skalen-
werten der Windstärke in

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552

Register.

absolute Geschwindigkeit II,
öS f. 72 f. 7.5. 77. 303- 804.
370. 38'J. 81t 7 f. 438.
Kogun I, 123,

Kohl cit. II, 328* 383, 390, 418.
Kohlensäure im Meerwasser L,
135 ff.

Kokos-Insel L HI II, 49L
Kola, Halbinsel ^ 162, 33L 348.
Kolberg, Stoßwelle bei K. 4, März

1779 II, 118.
Koldewey, Kapt., Farbe des

Meeres 1^ 175.

— Oberflächentemperaturender
äquatorialen Teile des At-
lantic I^ 2*

— Temperaturbeobachtungen
auf der ersten deutschen
Nord fahrt L 840,

— Eisverhältnis6e bei d. Sabine-
Insel L 370.

— über Meeresströmungen II,
3S2 f. 4ÜL 4SL 4M, 4ü£L

Kolombia L 27.

Kolumbus, erkennt die »große
Westströmung u inmitten der
tropischen Ozeane II, 328.

— II, 332, 322, 383. 39Q. 514,
Kolyma L, 162. 35£L
Kompensationsströme II, 820.

352 tr.

Kongamfjord 351 f.
Kongo s. Congo.
Konstantinopel, Zerstörung v. K.
durch Seebeben wellen 11,116.

— II, 293 Anm. L
Kontinentale Inseln 1^ 49.
Kontinentalklima I, 5Ü.
Kontinente, unterseeischeGrenze

derselben I, i>4>

Kopernikus II, 331.

Kopp, Untersuchung über die
Ausdehnung des Meerwassers
durch die Wärme ^ 143 f.

Korallen, rote K. sollen dem
Roten Meere seinen Namen
gegeben haben I^ 177.

— zur geographischen Verbrei-
tung riffbauender K. II, 812.

Korallen bänke (Korallenriffe) 1^

4L m hü.

Korallenbildungen, verschiedene

Erklärungen der L 113 f.
Korallen-Inseln 1^ 45, 132.
Korallenmeer (Melanesiasee),
unterseeisch abgeschlossenes
Meeresbecken 1^ 111.

— größte Tiefe L 126,

— Temperaturen L Ml f. 30L

— II, 482,

Korallenschlamm L, 68.
Korea II, 254, 5ÖD f.
Koreanischer Strom II, 501.
Korinth, Golf von, Stoßwellen
von dem großen Erdbeben
2H Dez. 1860 II, IIS f.

— — — sehr häufige Erder-
schütterungen in demselben
II, 147.

Koromandelküste II, 94. 468.
Korsfjord 1^ 165.
Korsika Lj 92*
Korsör 167.
Koster-Inseln II, 464.
Kotzebue, v., L 23& 285, II,

485, 4ÜÖ. 51k
Krakatau, Stoßwellen beim Aas-
bruche des II, 123 f. 122, 132,
135,

Kreistheorie der Wirbelstürme
L 218,

Kreta 1^ 94, 170 £. II, 467.
Krim L> H5,

Kropp, Kapt., cit. II; 298 Anm.l.
Krümmel, über die Bezeich-
nung „ Südozean u 1^ Iii

— Ausmessung der einzelnen
Ozeane und Meere L lfl f .
Klassifikation der Meeres-
räume. Unterscheidung zwi-
schen selbständigen und un-
selbständigen 1^ 2ü f .

— Arealberechnung der Meeres-
räume I, 22,

— Verhältnis der Inselflächen
zu den Meeresflächen Lj 4&

— Bezeichnung der einzelnen
tiefsten Lotungsstellen L £0,

ed by Google

Register.

553

Krümmel, Berechnung d. mitt-
leren Tiefe der Ozeane I, Gl f.
36.

— Gleichgewicht zwischen Was-
ser- und Landmassen 62 f .

— mittlere Tiefe der einzelnen
Meeresteile des Atlantischen
Ozeans 1^ 86,

— — — des Nord- und Süd-
pazific 109.

— cit. l in. im

Krnsenstern I_, 238, II, 4&L
4ÜÜ, 408. 502. 508.

— s. auch „Newa'.
Kuba 8. Cuba.

Küsten, Verschiedenheit ihrer
vertikalen Gestaltung I, 44 ff.

— größte Meerestiefen in der
Nahe der K. ^ 58 f.

— mechanische Wirkung der
Brandungswellen auf ihre
Morphologie II, 101 ff.

Küstenablagerungen 1^ 66 ff. SQ.

Kostenentwicklung L 4a,

Küstengestalt, Einwirkung der
Meeresströmungen auf die
II, 511 ff.

Küstenlinien, zum großen Teil
noch gar nicht oder nnr un-
genügend vermessen 1^ 4L

— die am besten vermessenen

L41f.

— Gegensatz im Verlaufe der
K. zwischen der nördlichen
nnd südlichen Erdhälfte 1^ 43,

Küstenmeteorologie 1^ 2,
Küstenstationen der Kord* nnd

Ostsee 1^ 164 ff.
Küstenstrom II, 511 ff.
Kuillu II, 404,

Kokonoor, Salzsee, sein Salz-
gehalt L
Köllen Lj 162,

Kontze, O., Untersuchungen
über das Sargassomeer II,
428 f.

Knria-Muria-Inseln , Meerestem-
peraturen bei den I. 815. II,

an

Kurilen 1^ 27. 49. 103. 284. II,

m ML

— Temperaturen bei den K. L
286 ff. 308.

Kurili8che Strömung 1^ 281. IL

m,

Kuro-Shio (Kurosiwo , Japan.
Strom) intensiver blau als
das angrenzende Wasser Ij
175.

— Temperaturen I, 281 ff. 289.

— kalte und warme Wasser-
streifen L, 320.

— II, 318. 4&L 4M f. 4U8. 5U1.
Kuro-Shio-Trift, Temperaturen

I, 288, II, 495 ff.
Kuxhaven s. Cuxhaven.

L.

Labrador L, 45 f. 82 f. 128. 228,

382, II, 434. 430.
Labrad orbecken I, HL

— Tiefen- und Bodenverhält-
nisse I, 83.

Labradorströmung 1, 2ü9 f. II,
82, 84, 318, 328, aaL 423 f.
434 ff. 445. 453. 401.

„La Clorinde-, Schiff II, 510*

Lacondamine II, 276.

Ladronen II, 220,

Lagos II, 413,

Lagrange, Wellenformel 11,18.
2L 28, laü f . 133, 210, 224,
23 1 243.

La Marechaie II, 265 f. 268 ff.
Lamb cit. II, 6,
Lancastersund 1^ 25, 379.
Land, festes L 2,

— Areal der Festlandflächen I^

— mittlere Höhe und Volumen
der Festländer l> 62.

— Unterschiede der Lufttempe-
raturen über dem Festlande
und den Meeren II, 221 ff-

Landana, Bucht von II, 308.
Landes II, 94, 516.
Langanes 1^ 334.

554

Register.

Langem II, 2ß5 f. 268,

Langsdorf 8. „Newa".

L a n g 8 1 a f f , Beobachtung merk-
würdiger Färbung des Meer-
wassers 1^ 179.

Lannes II, 270.

Laperouse II, «510.

Laperousestraße, Strömung in
der II, 500.

La place, Gezeitentheorie von
II, 185 ff.

— meteorolog. Gezeiten II, 218.

— konstruiert Flutkurven II,
230.

La Plata- Strom 1^ 25, fiö, 80,
II, 396, 441 ff. 422 £ .

— mittlere Abflußmenge I, 131.

— spezif. Gewicht des Tieer-
wassers vor seiner Mündung

L IM,
Lapparent II, 107.
Lartigue II, 510.
Laughton II, 340.
Lava, sehr häufig in den Tiefsee-

thonen enthalten 1^ 21 f .
Leba II, 30fL

Lee hat, Bewegung der Wasser-
teilchen in stehenden Wellen
II, 14L

L e i g h Smith, Temperatur-
messungen bei Spitzbergen
L 341 f.

Lei pol dt, mittlere Höhe der
Festländer ß&

— cit. II, l&L
Leith II, 220,

Le-Maire-Straße II, 44L 508,
Lemanbank N, 24tL
Lemnos II, 467.

Lemuria, mythischer Kontinent

l im

Lena L II, 45$,
Lentz, gibt Beispiele von Flut-
kurven II, IM f. 244 f. 224,

— von ihm die Bezeichnung
„ Flutgröße ■ II, 125,

— Beispiele für die anstauende
Thätigkeit auflandiger Winde
II, 303.

Len tz, cit. II, 152, IM, 226. 271.
414,

Lenz, Untersuchung über die
Ausdehnung des Meerwassers
durch die Wärme L> 143,

— Messungen von Lufttempera-
turen im Atlantic und Pa-
zific an Bord der ,Achta" ^
222 f.

— wässrige Salzlösungen be-
sitzen kein Dichtigkeitsmaxi-
mum 235 f.

— Tiefseetemperaturen 1^ 238,

— Vertikalzirkulation IL, £Si
Leon II, 117.

Leopold, Kapt., s. s Vega*.
Lerwick I^ 263,

Lesse ps, Beobachtung d. StoL
wellen von Krakatau in As-
pinwall II, 123,

Leuchttierchen ^ 1S2,

Leuchttürme, Klippen brandui.e
an denselben II, 85,

Lewy Lj 185.

Libysche Küste, Salzgehalt an
derselben 1^ 170.

„Lightning", Kapt. May, eng .
Tiefsee-Expedition unter wis-
senschaftl. Leitung von Wyr.
Thomson und B. Carpenter
zwischen Hebriden und Fs*
röern. Temperaturmessuü-
gen I, 317 f. 320 f. 829. IL
288.

Lightningkanal (Farö-Sbetland-
Rinne) 1^ 82, 122, 2fiL II, 4ML

— Tiefenverhältnisse L,

— Temperaturverteilung L31£? 7
329. 335. 337 ff.

Limanstrom (der Japanischen
See") II, 500,

Lincolnsee, spezif. Gewicht ihres
Wassers 163.

Lindesnes II, 464.

Lion, Golf von, Maximum d. Wel-
lenhöhe nach Marsilli II, 5L

— — Mittelwasser liegt unter
dem der Nordsee II, 235,

Wellen II, 67.

ed by Google

Register.

555

Lion, Golf v., Strömungen 11, 516.

Lionardo da Vinci, ältester
Vertreter der thermischen
Theorie der Meeresströmun-
gen II, 332,

Liparen II, 150.

Upper II, 60,

Lissa L 172,

— Insel L, 266.

Lissabon, Stoßwellen von dem
großen Erdbeben von II,

112 f. 123.

— Springfluthöhe in L. II, 2ÜL
List auf Sylt, Salzgehalt bei 1^

166.

II, 245,

Listertief-Barre II, 240.

Listing, schlägt die Bezeich-
nung „Geoid" vor 1^ 83.

Liston, spezifisches Gewicht
im Marmarameere L> 172.

Litbada-Inseln II, IM,

Lithologie des Bodens der Meere

I, ßfi,

Liverpool II, 4£L IM, 213 f. 22£L

— tagliche Ungleichheit der Flut
in II, 202,

Livonius s. „Elisabeth".
Liukiu -Inseln II, 484. 493.
Loangoküste, Kalema an der II,

Lobos II, 442.
Löwenörn II, 435. 455.
Lofoten L> 122, 232 ff. II,
45Qff.

Loftus Jones s. „Valorous".
Logbücher s. Schiffsjournale.
Loggerechnung II, 872 f.
Loire L 30, II, 22Ü,

— Flußgeschwelle der L. IL 267.
Lomblon-Insel ^ HL 315.
Lombokstraße, Brandung in der

IL 92.
Lome II,

London II, 13& 220,

— Stromwechsel in der Themse

II, 226,

Lot, gewöhnliches Handlot 1^51 f.

— Lotapparat von Brooke 53.

Lot, Tiefseelote L 53 ff .

— Belknap-Sigsbeesches L. LöG,

— Navigationslotmaschine von
Thomson L 52,

— Tiefen-Indikator von Massey
l> 57,

— Bathometer von Siemens 1,57.
Louisiade-Inseln II, 487.
Louisiana 1^ 97.

Louther II, 84.

Lowestoft L, lfio,

Lubbock, Gezeitentheorie von

II, 182 f.
Lucipara, Korallen-Insel ^ 45.
Lübecker Bucht L> lfiL
Lüderitzland II, 308,
Lühe II, 265, 22L
Lütke II, 49S, 510,
Luft, im Meerwasser L 135 ff.

— Unterschiede ihrer Tempe-
raturen über dem Festlande
und den Meeren L, 221 ff.

— Vergleichung ihrer Tempe-
raturen mit denen des Ober-
flächenwassers der Meere I,
223 f.

Luftdruck 1^ IM ff.

— Pleiobaren und Meiobaren 1^
IM,

— Maxima und Minima des-
selben L 198 ff.

„Luise", Kapt. Dalimann, Durch«
segelung des Karischen Mee-
res Lj 350.

„Luise", S. M. S., Kapt. Schering,
Beobachtung merkwürdiger
Meeresfärbung L, 179.

— Temperaturmessungen im
Arabischen und Bengalischen
Meerbusen von Kapt.-Lieut.
Herz ^ 315 f.

— II, 38k

Luksch, spezif. Gewicht im
Sizilisch- ionischen und im
Adriatischen Meere l± 12Ö f.

— Untersuchungen über Dich-
tigkeit des Meerwassers I 5
134 f.

— Temperaturmessungen im

556

Register.

Sizilisch- ionischen und im
Adriatischen Meere 1^ 266.
Lukach, Maximalhöhe der Wel-
len im Mittelmeere II, IlL

— cit. L, 86L 325. s. Wolf.
Lull, Commander, Vermessun-
gen in Nikaragua Lj 32,

Lyell, Ch., chemische Aende-
rung des Seewassers beim
Gefrieren 1^ 35£

— II, 102.

Lyttelton, Stoßwellen von Arica
und Iquique im Hafen von
II, 121 f.

Luzon II, 482. 484. 493.

M.

Mac Clintock, Sir Leopold, s.

„Bulldog* und „Fox*.
MacDonald, Kraftleistnng der

Wellen II, 100.
Mac Donald-Inseln I, LLL 121.

IM. 312. 352. IT; 425, 47*.

500.

Mackenzie 1^ 29. II, 401 f.
Maclaurin, Gleichgewichts-
theorie der Gezeiten II, 167.
Macquarie-Inseln II, 508.
Madagaskar Ij 28. 42. II, 328,

— kontinentale Insel I^ 40.

— Tiefen bei 1^ H& 120

— Strömungen um M. II, ifiU f.
477.

Madeira L, 2& 42. 20 f . 82 f .

252 f. 255 f. II, 20. 3QL 3Ü8,

— Brandung von Porto Santo
II, 90,

— Stoßwellen vom Erdbeben
von Lissabon II, 11 ft-

Madras L 110*

— Brandungsküste bei M. II, 94,

— II, 122.

Magelhaensstrafie 8. Magellan-
straße.

Magellanischer Archipel II, 443.
Magellanstraße I> 42, 2& 2Ü4 f.
II, 255 f. 33L 443.

Maiaco Shima II, 493.
Malabarküste ^ 44. 179.

— Strömungen an der M. II,
4£>S f.

Malaiische Inseln, V erbind ungs-
brücke zwischen Asien und
Australien L 41L

— — in einem Teile des ma-
laiischen Archipels der Radio*
lari enschlamm für d. Meeres-
boden charakteristisch L Iii

L 220.

Malaka L, 115, II, 481.

Malakaetraße L 128.. II, 4SL

— Tiefe derselben L 120.
Malediven-Inseln L 120, 178, IL

4m

Malhabanke L 120.

Malischer Golf, Erdbebenwelle
in demselben Ilj 116.

Stätte häufiger Erderschüt-
terungen II, 147.

II, 144, 158 Anm. L

Malta I^ 90. 23 f. 1ÜL II, 62. li&

— stehende Schwingungen des
Wasserspiegels bei M. 11,1476*.

Maltabank II, 149.
Man dal I, 165.

Mangyschlak, Halbinsel II, 297.

Manila II, 220.

Mannheim II, 412 Anm. L

M ansell, Kapt., Lotungen iw
Mittelmeer I^ OL

Maraca II, 276.

Marais salants 1^ 133.

Maranham Lj 33.

Marcet, Analyse der Bestand-
teile des Meerwassers 1^ 121

— Untersuchungen über da*
Dichtigkeitsmaximum de?
Meerwassers L, 235.

Marchand II, 407.
Marc Lescarbot II, 383.
Marco Polo II, 328.
Mare externum 1± 14.
Margate, Hafenzeit in II, 236

Anm. L
Marguarete-Insel II, 309.
Marianen L 2L 52. 103, 110.

ed by Google

Register.

557

Marienleachte 8. Fehmarn.

Marin has L 133.

Maritime Konferenzen ^ 188 f.

— Meteorologie L> IM ff.

— — von Maury begründet
2. ISß ff.

Maritim-meteorologische Arbei-
ten, neuere 1^ 133 ff.

— Institute 139 f . 193,

— Zentralstelle zu Hamburg s.
Seewarte.

— — — Utrecht L, l&L IM,

Markham, Kapt. 1^ 124 f. 311.

3ML

Marmarameer,Tiefen Verhältnisse

L> 94*

— spezifisches Gewicht 172.
Marmarica II, 4fifi.
Marokko I, $Z 2Ü5. II, 302*

— Stoßwellen an der Küste vom
Erdbeben von Lissabon II,

im

Marquesas-Inseln, Stoßwelle von
Iquique bis zu den M. II, 12&

— II, 485.

Marrobbio II, 143 ff.

Marsala, Marrobbio bei II, 150.

Marsden, Einteilung der Erd-
oberfläche in Zehngradfelder
L ML 192.

Marseille 1,37. 170. 204. II, 295 f.
51iL

Marshall-Inseln II, 485* 490.
Marsilli, Graf, Maximum der

Wellenhöhe im Golf von Lion

II, 5L

Marstrand L 1£L II, 464.
Martin, Th. cit. II, 158

Anm. L
Martinique L 40* 2ftL

— Stoßwelle vom Erdbeben von
Lissabon in M. II, 118.

Martins, Messungen v. Meeres-
temperaturen L> 238i 341.

Martins, schildert die Sprung-
welle im Guama II, 225 f.

Massaua, Vermessung der Küste
bei 1, 43,

Mässey, Tiefen-Indikator von

Matamoras I, 25.

Matotschkinstraße L 348.

Mauri TJialaasa L 94.

Mauritius 1^ 2g. IM, 313 ff.

Mauritiusorkane 217.

Maury, Mathieu Fountain, Be-
gründer der neuen Aera der
wissenschaftlichen Meeres-
kunde 1^ 5 f .

— Begründer der „Maritimen
Meteorologie" L L ISfi ff.

— Meerestiefen 1^ 52 f .

— M.s Vorstellung von der Bo-
dengestaltung des Atlantic 1^
23.

— Maurysches Telegraphenpla-
teau t 8Q f.

— Farbe des Meeres L> 175.

— seine Bestrebungen auf dem
Gebiete der Ozeanographie
II, 28fL 330*

— cit. 1^ 143, II, 325. 338. 342.
392. 418. 421. 506 f.

Maxim a des Luftdrucks 1^ 19£ IT.
215.

— Fortschreiten der barometri-
schen M. Ij 212,

Maximum-Minimum-Thermome-
ter von Six I^ 233 f.
May s. „Lightning".
Mazzara, Marrobbio bei II, 15Q f.
Medinabank L> 93.
Medusen 1^ 177.

Meer, Chemie desselben L,
122 ff.

— Farbe, Leuchten und Durch-
sichtigkeit ^ 123 ff.

— Begründung der physischen
Geographie der M. 1^ 188.

— Verdunstung und Nieder-
schlag 1, 21£ ff.

— Temperaturverteilungl,221ff.

— Eisverhältnisse 1^ 353 ff.

— s. auch „Meerwasser 8 .

Meeresbecken, unterseeisch ab-
geschlossene L> 110 ff. 290 f.-
II, 2RÜ f.

558

Register.

Meeresbedeckung, Gesamtareal
derselben 1^ 19.

Meeresboden, Beschaffenheit den-
selben 1^ ÖS ff .

— - fttuf Gruppen der Boden-
ablagerungen L, 66.

Meeresgrund flohen unterschiede
zwischen Berggipfeln und
dem 1^ 108.

Meeres-Isothermen I, 245 f.

Meeresküsten s. Küsten.

Meeresleuchten 1^ lfil ff.

Meeresniveau, Unregelmäßig-
keiten desselben I. .Ü ff.

— Senkungen und Hebungen
der Niveauflächen ^ &L

— Unregelmüf3igkeitdurchMas-
sen Verschiebungen h 88 f.

— Höhenbestimmungen auf das
M. bezogen I, 34 ff.
Unterschiede zwischen den
einzelnen Meeren 1^ 36 ff.

— periodische und vorüber-
gehende Aenderungen des-
selben 38 ff.

Meeresräume , Einteilung im
Altertum und Mittelalter L
14

— - selbständige und unselbstän-
dige M. L 20 f.

— Arealberechnung derselben
von Krümmel ly 22 f .

Meeresströmungen II, 324 ff.

— Uebersicht über die M. II,
824 ff.

— Entwickelnng der Kenntnis
von ihrem Wesen II, 827 ff.

— Geschichte der Strömungs-
theorien II, 331 ff.

— die Windtheorie nach Zöp-
pritz II, 842 ff.

— Stromteilung. Kompensa-
tion sströme II, 852 ff.

— Ablenkung von Strömungen
durchdie Erdrotation 11,362 ff.

— Konstruktion von 8trom-
8ystemen II, 362 ff.

— Methoden der Strombeob-
achtung II, 812 ff.

Meeresströmungen, die atlanti-
schen M. zwischen 30° N.
und 30° S. Br. II, 3&4 ff.

— die atlantischen nördlich von
30° N. Br. 1L> ±12 ff.

— die atlantischen südlich von
30 0 S. Br. II, 48S ff.

— Strömungen der atlantischen
Nebenmeere II, 442 ff.

— Einwirkung der M. auf die
Küstengestalt II, 511 ff.

Meeresteile, in das Festland ein-
schneidende. Ihre Bezeich-
nung und Abtrennung von
den Ozeanen schwierig L, 12 ff.

Meerestiefen , Verfahren beim
Loten der 1^ 53 ff.

— ältere Angaben über M. 1^
52 f.

— frönte M. in der Nähe von
Küsten I, 5£L

— tabellarische Zusammenstel-
lung der in jedem Ozean
und einigen Einzelmeeren
derselben bis 1882 geloteten

m. l im

— frühere Ansichten über hre
Temperatur L, 235.

Meereawellen s. Wellen.

Meer w asser, allgemeiner Unter-
schied zwischen Fluß w asser
und M. L 127, 130.

— chemische Grundstoffe im M.
t 122 ff.

— Salzgehalt 129. 123 f. 21£

— Luft und Kohlensäure in
demselben L> 135 ff.

— spezif. Gewicht oder Dichtig
keit I, 140 ff. 21&

— Farbe desselben L 174 ff.

— Durchsichtigkeit L IM ff.

— Verdunstung I^ 218 f.

— Vergleichung der Temperatur
der Luft und des Wassers
an der Oberfläche des Meeres
I, 223 f.

— Temperatur des Gefrierpunk-
tes und des Maximums der
Dichte L 235 ff.

ed by Google

Register.

Meerwasser, chemische Aende-
rung beim Gefrieren 1, 350 ff.
Megna, Sprungwelle in der II,

2m

Meinicke cit. II, ÖL

Meiobaren L, 196 ff .

Me-Khong-Flufi ^ läß,

Melanesian-Sea s. Korallenmeer.

Melanesien L 27.

Melbourne ^ 42, 154 313,

Meldrum, Vertreter der Spiral-
theorie der Wirbelstürme ^
218,

Mellard, Abflußmengen eini-
ger Flüsse ^ 181.

Melvillebucht I, 369,

Melville-Insel II, 4ÜL

Memel II, 303. 305.

Memeler Tief II, 305,

Me-nam-Fluß I, 150.

Mensbrugghe, van der, wellen-
stillende Wirkung des Oels
II, 82,

Mentawie- Archipel II, 470.
Mentone I^ 18L II, 110,
.Mentor*, preuß. Schiff II, 51iL
Mer de lait I, 128,
M e r i a n , Rud. , Formel für

stehende Wellen II, 132 ff .

148. 197. m 220 f. 25L
Mesobaren L> 197.
Meteorologisches Amt in London

I, 224 234, II, 68 f.
Meteorologische Elemente, ihre

geographische Verbreitung

über die Meeresfläche Ij IM ff.

— Gezeiten II, 218 ff.
Meteorologenkongresse 1, 189.

It 51 f.
Mexiko, Vermessung der Küsten
L 42,

— rasche Tiefenzunahme an der
Westküste I, 1ÜL

— Meerestemperaturen an der
Westküste II, 309.

— II, 388, 412,

— Golf von L 18.

Teil des Amerikan. Mit-
telmeeres L 23 Anm. 3, 86.

Mexiko, Golf von, Niveaumes-
sungen 1} 32.

— — — Flachküsten in dem-
selben 46.

— mittlere Tiefe nach

Krümmel L, 86,

— — — Tiefenverteilung und
Bodengestaltung 96 ff. 12£L

— — — Temperaturverteilung
L, 266 ff.

Höhe der eintägigen

und halbtägigen Gezeiten II,
202 ff. 22D,

— — — Strömungen II, Alh ff.
L 151 228. II, 221.

329. 379. 390. 430 f.
Meyer, IL A., Apparat zur Be-
stimmung des Luftgehaltes
im Meerwasser L> 135.

— Wasserschöpfapparat ^ 142*

— Untersuchungen über den
Salzgehalt der Ostsee 1^ 166.

Meyer, O. E. II, 345,

Mi au Iis, Kapt. A., Beobach-
tungen der Euripusströme IL
144.

Michigansee, Gezeitenbewegung
im II, 120,

Mikronesien Ij 22,

Milan, Admiral, Durchsichtig-
keit des Meerwassers 1^ 183.

Milchmeer L, 178 f.

Milfordsund II, £Ü4

Miller-Casella, Tiefseether-
mometer 239 f. 242, 328.
340.

Milne-Edwards, Tiefe des
Vorkommens der Korallen
bei Bona II, 34

— 8. auch »Travailleur - .
Mindanao L, llQf. 299, II, 4*9,

42L

Mindorosee, Gebrauch des Na-
mens L> 18,

— unterseeisch abgeschlossenes
Meeresbecken ^ llö f.

— größte Tiefe ^ 126.
„Minerve", franz. Schiff, Wellen-
messungen II, 43,

r>f>o

Register.

Minhomündung, Springfluthöhe

in der II, 201.
Minima des Luftdrucks ^ 158 ff.

21L

Fortschreiten des baro

metrischen M. L 212,

— — — Geschwindigkeit ihres
Fortschreitens ^ 213.

Bahnen derselben 1, 214.

Minorca I^ 02.

Missiessy, de, Lieut., Wellen-
messungen II, 48*

Mississippi L 2iL 42_. 2£L II,
416. 412 Anm. L

— mittlere Abflußmenge Ij 131.

— Höhe der eintägigen und halb-
tagigen Gezeiten im Südwest-
paß II, 2ÜiL

Misteriosabank 1^ 267.
Mitchell, Prof., Stromboje von

ii, m

Mittelländisches Meer s. Roma-
nisches Mittelmeer.

Mittelmeer s. Romanisches Mit-
telmeer.

Mittel meere 1^ 2L

— Areal der M. nach Krümmel

— mittlere Tiefe nach Krümmel

L, 62,

— Verteilung des spezifischen
Gewichts und des Salzgehal-
tes 1^ 158 ff.

Mittelwasser II, 225,
Mittlere Tiefe der Ozeane, Ver-
suche, dieselbe zu bestimmen

Monhoni II, llii.

Möen II, 1Q9,

Möltenort bei Kiel II, 52,

„Möwe", Kapt. HofTmann, Tem-
peraturmessungen an der
Küste von Somaliland und
von Südarabien II, S16 f.

— Strombebbachtungen im Pa-
zific II, 486, 488,

Mogndor, Stoßwellen vom Erd-
beben von Lissabon II, 1 18.
- II, ML

Mogduschu II, 31 fi.

Mohn, von M. die Bezeichnung
„ Europäisches oder Norwegi-
sches Nordmeer* L SIL 32L

— unterseeischer Bergrücken
zwischen Schottland und Is-
land L, 822,

— Temperaturverteilung im Nor-
wegischen Nord meere L327J.

— Strömungen im Norwegische«
Nordmeere II, 442 ff.

— Tiefentemperaturen d. Fjorde
Norwegens I^ 263 f.

— cit. L>l£k22fL II,3ßßff. M±
ML 4üB f . 463 f . m

— s. auch ,Voringenv
„Moltke", Messungen der Ober-

flächentemperatnren an der
Westküste von Südamerika

n, aiof.

Moltkehafen II, 1Ü2, 152.

Molucca- Passage s. Mohikken-
^trfti3e

Molukken L, 112, EIL

Molukkensee, schwankende Be-
zeichnung Lj 18,

— L> 112, m 301.
Molukkenstraße, Gebrauch des

Namens I, 18.

— h 11L 2&L II, 483,
Monastraße I, 266, II, 391.

— Tiefenverhältnisse L, 100.
Mondego-Barre, Springflut hohe

II, 20L

Mondfluten und Sonnenfluten H,

162 ff.

Mondstörungen, Einwirkung auf
das Qezeitenphänomen IL»
182 f.

Monomoy, Fluthöhe in II, 201*
Monrovia 1, 25. II, 404. 408. 411.
414,

Monsun Wechsel im westlichen
Nordpazific 1^ 208.

Montagne, Beobachtung merk-
würdiger Färbung des Heer-
wassers 1} 128*

Monte Gargan o, Halbinsel 1^ 95.

Montevideo l, 28.. II, 444,

ed by Google

Register.

5 Gl

Monts, v., s. „Vineta".

Moray Firth II, 240*

Morel, Durchsichtigkeit des

Meerwassers L 184,
Morren, Bestimmung des Luft-
gehaltes im Meerwasser h 135.
Morse, von ihm erste Idee der

Kabellegungen L> ß,
Mosambikstraße 1,20.48. 11,255.

— Stromiir)ginderselbenII,32&
4KL

Mosely, Ausdehnung u. Festig-
keit des Eises L 362 f.

Moskitoküste l± 100.

Mo&, Bestimmungen des spezi-
fischen Gewichtes des Meer-
wassers 1^ 1H4-.

— cit. 1^ 355.
Mothone II, IlfL

Mottez, Wellenmessungen im

Atlantic II, 46 f.
Mourier, Kapt., s. „Ingolf".
Mouse-Leuchtschiff II, 226.
Mühry, Dichtigkeitsmaximum

des Meerwassers über dem

Nullpunkt L> 23fL

— über Meeresströmungen II,
880. 335. 337. 341 f. 438. 508.

Mulgrave- Archipel 1^ 184.
. Muncke, Untersuchung über
Ausdehnung des Meerwassers
durch die Wärrae 1^ 143.

— Temperatur des Dichtigkeits-
maximums des Meerwassers
L 235.

— Wellenhöhe in der Nordsee
II, 5L

— Theorie der Entstehung der
Wellen II, 55 f.

— seine Theorie der Meeres-
strömungen IL, 332. 335.

Murchison, Kraftleistung der

Wellen II, 100,
Murmanische Küste II, 454.
Murmansches Meer, Dichte und

Salzgehalt L, ü>2.

— — Temperaturverteilung 1^
348,

Murray, John ^ 71 f. 86.
Krümmel, Ozeanographie H.

Murray, John, Erklärung der
Korallenbildungen 1^ 114,

— Untersuchungen von Meeres-
grundproben aus dem Pazific

L Uif.

— s. auch „Triton*.
„Mursee*, Ausdruck der Seeleute

II,' 83..
Mustagh ^ 108,

N.

Nadelkap II, 426,

Nadirflut s. Gezeiten.

Nagasaki I, 178.

Namonuito (Karolinen) II, 484.

Namsos L, 334.

Nantucket I> 2Ü8,

— Fluthöhe in N. II, 201.
Narbada II, 276.

Nares, Sir George, Leiter der
engl. Nordpol-Expedition der
„Alert" und „Discovery" L
29. 355. 357. 368. II, 307.

— Lotungen i 125 f.

— Messungen des spezifischen
Gewichtes des Meerwassers

— Wechsel der Stromgeschwin-
digkeit bei Gibraltar II, 2&L

— b. auch „Challenger".
Narestiefe I, 103.

„Nassau", engl., Kapt Ohtmmo,
Temperaturmessungen in der
Sulu- und Chinasee 1^ 291 f.

Natuna-Inseln II, 481 f.

„Nautilus", Kapt. Chüden, Wel-
lenmessungen südwestl. von
Australien II, 4L

— Strombeobachtungen im Pa-
ziüc II, 48&

Navigations-Lotmaschine von Sir
William Thomson L, 57.

Nazarethbanke I^ 120.

Neapel, Golf von 1^ 18.

Nebel, angeblicher Einfluß des
N.s auf die Wellenbewegung
II, 82,

Nebengezeiten s. Gezeiten.

3ß

ed by Google

5(32

Register.

Nebenmeere , Wellenhöhen in
denselben II, 51.

Neckar II, 419 Anm. L

Needles, Fluthöhe bei Springzeit
II, 255.

Neerstrand L> SIL 126,

Neerströme II, 359.

Negapatam II, 122.

Negretti-Zambra, Tiefsee-
thermometer 1^ 222 ff. 828.

Negroponte, Strömungen bei II,
143 f. lü

Nehrungen 1^ 4C>.

„Neptun*, Durchsegel uag des
Karischen Meeres I, 350.

Nervo L

Neubilderlingshof L 169.
Neubraunschweig II, 161.
Neubritannien 1^ 4fi.
Neue Hebriden I, IM. UL 301 f.

n, 48&

Neuengland II, 200.

Neufahrwasser , Pegelbeobach-
tungen Lj 35.

Neufundland L 42. 23. 80. 214.
222 f. II, 21 Ii läl
m 2ÜL 212. 32k 422, 421L
4M, 4M f.

— Ursache des heftigen Wellen-
schlages bei N. II, 90.

Neufundlandbänke, dichte Nebel
bei denselben I, 268.

— Entstehung der N.L26SL325.

— im SO derselben viel trei-
bende Eisberge 383.

— dem Nebel hier eine wellen-
erhöhende Wirkung zuge-
schrieben II, 82, 84.

— Grundseen auf denselben II,
ÖL

— I, 25. 329, II, 88;l 4M f. 445.
422,

Neugranada II, 492.
Neuguinea I, 22. 42, 4iL ÜH, 103,
HO f. 195, 249, II, 22Ü, 482,

— kontinentale Insel 1^ 49.

— unterseeischeVerbindungmit
Australien L 64.

— Küstenablagerungen 1^ £2.

Neuguinea , Temperaturvertei-
lung zwischen N. und Japan
L 298 f. 308.

Neukaledonien ^ HL II. 486 ff.

Neulauenburg II, 486.

Neumann, C. v„ Temperatur
des Gefrierpunktes und des
Dichtigkeitsmaximums de;
Meerwassers L> 285. 237.

Neumayer, Leiter der Deut-
schen See warte 1^ 190. 194.

— Treibeisgrenze im Südatlan-
tic I, 385.

— — im Indischen Ozean II. 478.

— Messung der Wellenhöhe IL,
40,

— Stoßwellen nach dem Aus-
bruche des Krakatau II, 123.
13L

— Berechnung von Seetiefen
aus Stoßwellen II, 130. IM,

— über Meeresströmungen IL
438. 425 f . 428. 503 f .

Neumecklenburg II, 486. 490.
Neupommern II, 48ii.
Neuschottland L 2Ä II, iol-

201. SIL
Neuseeland L> 20, 22. 30. 42.

105. 109. 110. 17t; 294 f. :30g.

ii, m t\ 255 f. 488. m$.

— Fjorde an der Südwestküste
L 4L

— Küstenab lagern n gen Lj 67,

— Stoßwellen vom Erdbeben von
Arica und Iquique II, 120 ff.

Neusibirische Inseln l± 2S,

— Kessel-Insel II, 458.
Neustadt 1^ 167.
Neustädter Bucht, Salzgehalt L

lliL

Neusüdwales II, 479.

„Newa*, Weltumsegelung Kru-
sensterns auf derselben. Be-
obachtung der Lufttempera-
turen im Stillen Ozean von
Horner und Langsdorf L 222.

Newcastle, Stoßwellen von Arica
und Iquique bis II, 121 f.

ed by Google

Register.

563

Newcastle II, 133,

Newnham, Gezeiten bei II, lt>0.

Newton, erklärt zuerst die Ge-
zeiten (Gleichgewichtstheo-
rie) II, 158 f . lfiß f . 124 ff.

— Fehler seiner Theoriell, 184IT.

— II, 343.

New York 1^ ßL 255.. II, 2ü 1ÜL
200. 420 f.

Nias Point II, 462.

Niederknlix 1^ 169.

Niederländische Küste II, 4G3.

Niederländisches Meteorologi-
sches Institut zu Utrecht I,
224.

Niederschläge ^ 218 ff.

— • bewirken eine Verminderung

des spezifischen Gewichtes

des Meerwassers L, 146. 156.
Niedrigeinsein LJ>0. 1Q& 11,489.
Niedrigwasser II, 225.
Nienstedten II, 2f& 270,
Nieuport II, 233,
„Nievre", franz. , Beobachtung

merkwürdiger Färbung des

Meerwassers I^ 179.
Niger i 2& II, 404.
Nikaragua ^ 37.
Niko baren 1^ 120.
Nikolajefsk II, 220.
Nil I, 26. 94. 130.

— führt bedeutende Schlamm-
massen ins östliche Mittel-
meer L 95,

— mittlere Abflußmenge 1, 131.
Nippflut, über den Ausdruck N.

II, 15k

Nippon, kontinentale Insel ^50.

— Lotungen an der Küste L 59.

— kalter Wasserstreifen an der
Nordwestküste I, 232 ff.

IIa 4&L

Niveauänderungen, periodische
und vorübergehende 1^ 38 ff.

— vorübergehend durch Luft-
druck erzeugt I, 40.

Niveauunterschiede zwisch. ein-
zelnen Meeren 1^ 3ß ff •

Niveauunterschiede infolge un-
gleicher Verteilung des Luft-
drucks II, 332 f.

Nizza, Meeresniveau bei 1^ 38.

— 180, 2ti4.
Noctiluca L, 182.

Nördliche Aequatorialströmun-
gen II, 384 ff. 484 f.

Nördlicher Stiller Ozean s. Nord-
pazifischer Ozean.

Nördliches Eismeer s. Arktischer
Ozean.

Nördliches Polarmeer, vierfache
Verbindung mit dem Atlan-
tic I, 24. 82,

— — Verhältnis der Inselflächen
zur Meeresfläche 1^ 48 f.

größte Tiefe 1^ ߣL 12£L

— — Verteilung des spezif. Ge-
wichtes und des Salzgehaltes

I, 158 ff.

— — Vergleichung des spezif.
Gewichtes mit dem anderer
Meeresgebiete 1^ 161.

Nordafrikanischer (Kanarien-)
Strom 11, 398 ff. 408. 411.
428, 4M,

Nordamerika , Küstenentwicke-
lung 1^ 43,

— Flachküsten an der Ostseite
L 46.

— Bänke an der atlantischen
Seite t 4L

— Küstenablagerungen von Ha-
lifax bis New York ^ ÖL

— Küsten haben unter gleichen
Breiten eine niedrigere Tem-
peratur als die Europas 1,222.

— unregelmäßiger Seegang in
den großen Binnenseen II, 36.

Nordatlantische Ostströmung
(Westwindtrift , Golfstrom-
trift) I, 21k IL, 425 ff.

— — nordöstlicher Zweig der-
selben II, 429 ff.

Nordatlantischer Kessel I^ 25 f.

II, 211 f.

Mitteltiefe desselben II,

2ÖL

564 Register.

Nordatlantischer Ozean 1^ XL

— — äußere Umrisse I. 24-

— — Bänke in demselben 1^ 42.

— — Bodengestaltung des nörd-
lichen Teiles ^ 80 ff .

— — mittlere Tiefe nach Krüm-
mel ^ 8fL

größte Tiefe L, 12fL

— — spezifisches Gewicht und
Salzgehalt L> 14L 149. ltil.
II, m

— — geographische Verteilung
des Luftdrucks 1^ 122 ff .

Stürme in demselben L,

Temperaturen L, 222 ff.

221 ff. 2^1 ff. am m ff.

treibende Eisberge Ii 382 f.

— — synoptische Wellenkarten
II. HL

— — Stoßwellen von Krakatau
im Nordatlantic II, 123.

— — Erklärung der Hafenzeiten
im N. von Borgen II, 210 ff.

— — Verzögerung der Spring-
zeiten ein ungelöstes Problem
II, 212 f.

kaltes Auftriebwasser der

tropischen Luvküsten II,807f.

— — warmes Stauwasser der
Leeküsten II, 312 f.

— — Strömungen des Nord-
atlantic s. Meeresströmungen.

Nordbrasilianische Rinne II, 210.

Mordchinesisches Meer, spezif.
Gewicht durch den Wechsel
der Jahreszeiten beeinflußt
L> 153.

Nordenskj öld, die sibirischen
Ströme machen das Eismeer
während einer kurzen Zeit
des Jahres eisfrei 1^ 162.

— benennt den „Irraingerstrom"

ii, m

— II, 453. 462.

— g. auch „Vega*.
Norderney H, 245.

Kordkap L 340. IL 430. 447.
451 f. 454.

w

Nordkarolina L, 276.
Nordostmonsun L 21Ö.

468 ff. 480 f.
Nordostpassage I, 34L "wl
Nordostpassat L, 205 f. HB

397 f. 484_. 495.
Nordostpassattrift (oder nördl,

Aequatorialstrora) II, 384 ff.
Nordpazifische Oststroniung0fl|

ro-Shio-Trift) II, 435 W
Nordpazifischer Ozean L OH
mittlere Tiefe nach BT

mel und Supan L 109

— — Tiefen- und Bodenverl
nisse I, löl ff. 12iL

— — spezifisches Gewicht
Salzgehalt L> 14L 153. H j
282.

— — geographische Verteilung
des Luftdrucks I, 198.

— — Monsunwechsel im westl.
N. L 208,

Stürme 216.

— — Temperaturverteilung I,
222 ff. 298- 30ß. 309.

— — weniger Treibeis als im
Nordatlantic L 382,

— — tägliche Ungleichheit im
N. II, 22£L

Auftrieb an den kalifor-
nischen Küsten II, 307.

— — warmes Stauwasser der
Leeküsten II, 314,

— — Strömungen des Nord-
pazific 8. Meeresströmungen.

Nordpol L> UL II, 454.
Nordpolarbecken, Anhäufung

von Sedimenten in demselben

L 34.

— Luftdruck- und Windvertei-
lung L, 211.

Nordpolar-Expeditionen, österr.»

ungarische, s. „Isbjörn* und

„Tegetthoff*.
niederländische s. , Willem

Baren ts*.
Nordpolfahrt, erste deutsche,

Temperaturbeobachtungen 1,

ed by Google

Register.

565

Nordpolfahrt, zweite deutsche,
Temperaturmessungen L> 341.

— 6. auch „Germania".
Nordpolstationen s. Polarstatio-
nen.

Nord-Rona-Insel L, 322±
Kordsee, Benennung ^ 18.

— Randmeer von geringer Tiefe
I, 22.

— Areal 1^ 23,

— Sturmfluten in der N. I^ 3IL

— Flachküsten. Bänke !> 4fi f.

— Inselreihen der Küste paral-
lel laufend l, 49.

— Bank der britischen Inseln
und der N. L, 81 f. £5* 8iL
339.

— mittlere Tiefe 1^ 8fL

— Tiefen- und Bodenverhält-
nisse 8JL 12k

— geringe Abnahme des Sauer-
stoffgehaltes von der Ober-
fläche bis zum Boden 1^
131

— spezif. Gewicht und Salzge-
halt ^MI lfiL lMff.

— Farbe des Wassers L 17t?.

— Meeresleuchten 1^ 182.

— Temperaturen L> 2£D ff.

— Wellenhöhe IL, 5L

— durch die formende Kraft der
Wellen ein geradliniger Ver-
lauf der holländisch-friesisch-
jütischen Dünenküste ange-
strebt II, 1Q£L

— Stoßwelle vom Erdbeben von
Lissabon in der N. II, 118.

— Gezeitenströmungen IL 233 ff.

— Fintwellen der deutschen
Bucht der N. II, 2M ff.

— Niveauhöhe verglichen mit
der des GolfeB von Lion und
der Ostsee 1, 38, II, 205.
300.

— Strömungen II, 402 ff.
Kordseebank s. Kordsee.
Kordsibirisches Meer s. Sibiri-
sches Eismeer.

.Norfolk", Schiff II, 475.

Normalhöhenpunkt der Berliner

Stefnwarte 1, 36.
Normalnullpunkt für die Ostsee

I,

North Foreland II, 233, 237.
Northumberland-Sund I^ 353 ff.
II, 4ßL

Norwegen ^ 82. 85. 89. 122 ff.

im f. m m 255, 2i;o.

317. 322. 328. 330. 334 ff.
maiL II, 241. 450. 452.

454 m f.

Norwegische Fjorde, Dichte und
Salzgehalt ihres Wassers 1^
lß5.

Temperaturverteilung 1^

328. 330 f.

— Küstenbänke L 85«

Temperaturen I,328- 33üf.

3Mff.

— Rinne, Tiefenverhältnisse l±

85, 80,

Salzgehalt L, 1Ü5.

Temperaturmessungen 1^

2(i3.

L 122, II, 242.

Norwegischer Strom II, 4M f.
Norwegisches Küstenplateau II,
45L

— Nordmeer s. Europäisches
Nordmeer.

^Novara"- Expedition, Methode
der Messung der Wellenhöhe
II, 3ä f.

— Wellenmessung im Indischen
Ozean II, 4&

— Ablagerung von Bimsstein
durch Erdbeben wellen U,136f.

— II, 486.

Nowaja Semlja, Gletscher von I^
374.

— — Verhalten des Eises an
Ost- und Westküsten 1, 381 f.

Eisverhältnisse bei N. in

verschiedenen Jahren 1^ 383.

L> 2& 123 f . 15& 1£2, 183,

311 330, 335 f. 342 ff. 1^
429. 451 ff. 458 f. 460.

Noyer, cit. II, 27fL

ed by Google

506

Register.

Ifuggets Point II, 505.

Nyminde II, 240,

, Nymphe", Kapt. v. Blanc, Strom-
beobachtung im Pazific II,
492.

0.

Oahu, Stoßwelle von dem Erd-
beben von Arica II, 12L

— II, 402,

Ob L 29, 124, 102, 342 f.

Oberflächenwasser des Meeres s.
Meerwasser.

Oberguinea, geradlinigerVerlauf
der Küste durch die formende
Kraft der Wellen angestrebt

II, im

Oberschlesien II, 119.
Obischer Meerbusen 1^ 28-
Ochotskisches Meer, Areal I^ 23.

Temperaturverteilung 1±

245. II, 29L

Strömungen II, 4011 f.

I, 285, :J17. 352.

Ochtum II, 20L
Oder I, 46.

Oderhaff, Messungen von Wellen-
länge und -geschwindigkeit
in demselben II, 28.

"Oel,wellenstillendeWirkung des-
selben II, 81 f.

Offenes Polarmeer I^ 30*

Ofoten-Fjord ^ 38L

Ohio II,j410 Anm. L

^xeavöc, Okeanos, Ableitung des
Namens L 1& II, 327.

Oken L

Olenek I, 350,

Ombay-Insel l 11L 815.

Ombay-Passage 1^ 800.

Opisbo, Stoßwelle von Iquique
bis O. II, 122,

Opone II, 32L

Oporto II, 200,

— Springfluten in II, 2ÜL
Orbitalbewegung der Wasser-
teilchen in den Wellen II,
2 f. ß ff. 02 ff.

Orbitalbewegung, Verhalten der
Orbitalbahnen in verschiede-
denen Tiefenschichten nach
Aime II, 30 ff.

Orbitalgesch windigkeit der Was-
serteilchen IL, (L 13 ff. 62ff.87f.

Orbulina universa 60, 8iL

Ord, Dr. C. K., s. „Hermes*.

Orel, Temperaturmessungen im
Barentsmeer auf „Tegetthoff*

I, ML
Oregon II, 497.
Oreoskanal II, 143,
Orinoko ^ 2&

— Schlickteile des O. durch den
Aequatorialstrom fortgeführt
L ÖL

Orkane L 210 f.
Orkney-Inseln 1,203, 11,84,90.

24L 243, 28£.
Orne, Sprungwelle in der 11,276.

228,
Orobia II, 115,
Osaka II, 1UL 49(>.
Ossabaw-Sund II, 197.
Ostaustralischer Strom II, 501 ff.

505,

Ostchinesisches Meer, Teil des
Ostchines. Randmeeres I, 23
Anm. L

Wellenmessungen v. Paris

II, 43, 40 f.

Fluthöhen am koreani-
schen Ufer höher als am
gegenüberliegenden II, 254,

II, 48L

— Randmeer, Areal I, 23-
Strömungen desselben II,

500 f.
Ostende II, 205, 432.
Ostgrönlandstrom II, 434 ff. 455 ff.

4iKL

Ostindischer Archipel, verschie-
dene Benennungen einiger
Meeresteile desselben 1, 18,

seine Meeresteile ein Teil

des austral-asiatischen Mittel-
meeres 23 Anm. 4,

Küstenaufnahmen I, 42,

jd by Google

Register.

567

Meeres lj

Ostindischer Archipel, Bänke
desselben 4£L

die unterseeisch abge-
schlossenen Meeresbecken für
den Archipel charakteristisch

h 110.

— — Temperaturverteilung in
diesen Becken L> 245. 2M ff.

eil

Ostkap 1^ 22.

Ostmeer, Benennung des Nord-
randes des Indischen Ozeans
im Altertum L, 14.

Ostsee, Benennung I, liL

— ein Mittelmeer, aber ohne
große Tiefe 1^ 2L

— Areal ^ 23,

— Bestimmung von Meeres-
höhen über der O. 1^ 35 f.

— Höhe ihres Spiegels gegen-
über dem der Nordsee und
des Adriatischen

a& ii, 225, m

— Stauung von Westen nach
Osten ^ 36. 39.

— Niveauerhöhung durch Winde.

Sturmtluten L SSL II, 3ÖL

— mittlere Tiefe nach Krümmel
L 86.

— Tiefen- und Bodenverhält-
nisse L, 89 f. 126\

— spezif. Gewicht und Salzge-
halt i, uz, im ff. i£&

— Meerleuchten 1^ 182.

— Temperaturen L 238, 2l>2,

— unregelmäßiger Seegang II,

36\

— Wellenhöhe II, 5L 66 f .

— östlich von Rügen gerad-
linige Kontur des Strandes

ii, m

— Form der Gestadebildung an
den Lehm- und Kreideküsten
II, ML 51&

— Stoßwellen II, US f.

— j ährliche meteorologische Ge-
zeit II, 212.

— vertikale Zirkulation an den
Küsten im Sommer II, 305 f.

Ostsee, Strömungen II, 465 f.

Otter, v., s. .Sofia*.

Otterndorf II, 22L

Otto, J. F. W., polare Herkunft
des Tiefen wassers schon 1800
von 0. für wahrscheinlich ge-
halten II, 284,

Ouessant-Insel, Hafenzeit von II,

m

— Fluthöhe bei Springzeit II,

255

Overtides II, 212*
Owerbank II. 2M,
Oxö II, 2±L

Oya-Shio II, 318* 44iL 425. 5ÜQ.

Ozeane, große Verwirrung in
ihrer Benennung bis zu An-
fang unseres Jahrhunderts 1±
IL

— gegenwärtige, allgemein an-
genommene Benennung und
Begrenzung 1^ 14.

— Ausmessung der einzelnen
von Krümmel L, UL

— offene O. und Areal dersel-
ben t 21 f.

— Verschiedenheiten in ihren
äußeren Umrissen [± 24*

— Tiefenverteilung , Bodenge-
staltung und -beschaffenheit
^ 51 ff. 22 ff.

— Depressionsgebiete ^ 60.

— Versuche, die mittlere Tiefe
zu bestimmen L, 60 ff.

— mittlere Tiefe der offenen O.
nach Krümmel L> 62.

— Volumen 1^ 62.

— Bodenablagerungen I, 6iL

— Tabelle der größten Tiefen
der O. und einzelnen Meeres-
teile Lj 126,

— verschiedene Verteilung der
Winde über den Ozeanen I^
205 ff.

— Verdunstung und Nieder-
schlag I, 218 ff .

— Temperaturverteilung 1,221 ff.
22üff. 2MÖT

— allgemeine Sätze über die

5G8

Register.

vertikale und horizontale
Temperaturverteilung und
Ausnahmen von denselben
L 243 ff.

Ozeane, Vertikalzirkulation der
0. s. Vertikalzirkulation.

Ozeanien 1± 50.

Ozeanische Inseln ^ 49 f .

— Meteorologie s. maritime M.

— Wasserbedeckung s. Wasser-
liiille der Erde.

P.

»Pacific", Vordringen der von
den Golfstromorkanen auf-
geworfenen Dünung in süd-
lichen Breiten beobachtet II,

— II, 47JL
Packeis L> 368, 474.

— schweres 1^ 869.
Packhoi II, 220.
Paläokristisches Meer, Käme

von G. Nares 1^ 368.
Palästina, schneller Abfall des

Seebodens an der Küste 1,94.
Palander s. „Vega*.
Palaos-Inseln II, 491.
Palawan I, 298, II, 481 f.
Palm er, Riffe am Strande bei

Folkestone II, lfiL

— stellt den ersten Flutauto-
graphen auf II, 164 f.

Panama 1^ 37. 42,

— niedrige Küsten temperaturen
bei P. II, 492,

— Golf von I, 26, II, 489.

Pantellaria, gewissermaßen Bin-
deglied zwischen Europa und
Afrika 1, 93,

— II, 159,

Papiti, ganz abnorme Gezeiten

in II, 294,
Para L 227.

Paracel-Inseln II, 22k 4SI f.
Parana L 2fL

Paris. Wellen meßapparat von
den beiden P. II, 49 ff. 4L

Paris, Lieut., Wellenmessungen
an Bord der Schiffe „Dupleix*
und „Minerve« II, 42 ff. 42 f.

— mittlere Wellenhöhe in ein-
zelnen Meeresteilen IL, 49 f-

— Untersuchungen über die Um-
formung der Wellen durch
den Wind II, 62 f.

— Uebertragung der Skalen-
werte von Beaufort in abso-
lute Geschwindigkeit II, 68,

— Untersuchungen über den
Einfluß der Windstarke auf
Höhe und Geschwindigkeit
der Wellen II, 23 ff.

Parker s. „Congreß*.
Parrot, Verbesserer des Wasser-

Schöpfapparates von Haies

238,

Parry, Sir Edward, Ergebnisse

seiner Nord pol fahrten L 125*

341. 354. II, 460.
Parry-Archipel, Strömungen im

II, 461 f.
Parti ot, Untersuchung der-

Sprungwelle in französischen

Flüssen II, 275.
Part sc h, Erdbeben wellen im

Malischen Golfe II, 116.

— cit. II, 84, 158 Anm. L 466.
Pasages, Resaca im Hafen von

ii,

Passate ^ 203 ff.
Passatgebiete , Wellenhöhe in
denselben II, 49 f.

— Geschwindigkeit, Länge und
Periode der Wellen II, 43, 24,

Passatzonen, Vermehrung des
Salzgehaltes des Meerwassers
in den P. durch starke Ver-
dunstung L 145 f.
Patagonien 117 443, 44k 507,
Patagonische Küstenbank 11, 438.

442, 5Q&

Patentlot von Sir William Thom-
son Ij 52
Pauillac II, 264. 266. 268 f. 271.
Paumotu-Archipel Lj 106.

ed by Google

Register.

569

Paumotu- Archipel, Brandung an
der Süd Westseite II, 22,

Payer s. „Tegetthoff*.

Pechuel-Lösche, Beschrei-
bung der Kalema II, 05 f.

— Untersuchung von Küsten-
strömen II, £14.

— IT, 3Q& 404.
Peel-Insel L> 112.

Pegel, Einrichtung der II, 162 ff.

— selbstregistrierende P. oder
Flutautographen II, IM t*.

Pelew lnseln L> 1Q& f. 2Q8,
Pefias, Golf von 1^ 42,
Pennystraße II, 461.
Pensacola, Höhe der eintägigen

und halbtägigen Gezeiten IT.

203,

Penshinskbai II, 499.
Pentland-Föhrde, Stätte heftiger
. Gezeiten ströme II, 84.

— Stromwechsel in der II. 222,

— H 452,

Pentland Skerries II, 84,
Peparethos-Insel II, 115.
Perim-Insel II, 298.
Perim, Straße von, Strömung in

der II 469.
Periode der Welle II, ß, U f .

16 ff. 42 ff. 62. 65, 86,
: — Messung derselben II,

32 f.

Pernambuco 1^ 6&
Peron L> 238.

Persien, Vermessung der Küsten
L 43,

Persisches Meer, Areal nach

Krümmel Lj 23,

zahlreiche Bänke L> 48,

von den Küstenbewohnern

„Grünes Meer" genannt 1^122,
Perth II, 315,

— Bucht von II, 414.
Peru 1^ 2CL 1Q& II, ML

— jäher Abfall der Küste 1, 64.

— Lotungen an der Küste 1, 107.

— Brandung an der Küste 11.97.

— Stoß wellen von Arica und
Iquique II, 120 ff.

Peru, niedrige Temperaturen an

der Küste II, 303 ff.
Peruanischer Strom II, 310, 32£L

339. 509 f.
Pesch el, seine Methode zur

Bestimmung der mittleren

Tiefe der Ozeane 1^ 61,

— Berechnung von Seetiefen
aus Stoßwellen II, 13Q.

— L ML

Peterhead 1^ 165,
Petermann, Tiefenkarte de&
Pazific L 60. 101. 109.

— von P. Name „Challenger-
TiefeM, IM,

— Dichtigkeitsmaximum dee
Meerwassers über dem Null-
punkt \i 236,

— Temperaturverhältnisse im
Karischen Meere 1^ 349.

— L 226, 35k

— - über Meeresströmungen cit.

II, 33£L 382, 438 f. 472, 503.
Peterpaulshafen II. 498.
Peterson, chemische Aende-

rung des Seewassers beim

Gefrieren L 36L
Petscheli, Golf von I^ 23 Anm. iL
Pettenkofer L 133,
Petterson II, 458.
Philadelphia II, 2Q2,
Philippinen ^ 22, 42, 1Ü3, 298,

II, 48L 484 f. 493,

— Küstenablagerungen bei den
Ph. I, ÜL

— Orkane bei denselben I, 217.
Philippinensee L 228 f . ML

— tägliche Ungleichheit in der
Ph. II, 22Ö f.

Phönizien I^ 13,

Phosphoreszenz 1^ 182,

Physische Geographie des Mee-
res, Begründung derselben
^ 188,

Pico, Berg L, 24.

— Insel II, 426.
Piddington, Kreistheorie der

Wirbelstürme L 218,
Pierre, Untersuchung über die

jd by Google

570

Register.

Ausdehnung des Meerwassers
durch die Warme 143 f.

Pillau II, UlL 306.

Pisani, Bestimmung des Luft-
gehaltes im Meerwasser 1,185.

Pisco II, 132.

— Bucht von II, EIL
Pitcairn II, 4SiL
Pitlekai 1^ 35L
Pleiobaren ^ 12ß ff .
Plinius II, 158.

Plymouth L 252.. II, 202* 220.
Point Carmel L> 107.
Pointe de Galle L 119 f. HS*
Grave II, 2M ff. 268 f.

— du Siege, Flutkurve von II,
273 f.

Point Hope II, 4G2.

— Komoto L> 284,
Polack, Kapt., cit. II. 480 ff.
Polarexpedition,zweite deutsche,

Messungen der Dichte des
Meerwassers I. lüL
„Polaris* s. Hall.

— Reihentemperaturmessungim
Robesonkanal durch E.Bessels

l m

— Trift eines Teils der Beman-
nung I, 323,

Polarmeere , Temperaturvertei-
lung L, 245.

Polarstationen, feste internatio-
nale I. 15£ 212, 344 f. 384.

Polarstrom L, 326.

Polarzonen, Eisbildung in den
P. ein Konzentrationsmittel
für das Meerwasser ^ 145 f.

Polynesien L 5Ü, II, 50,

Polythalamien 1^ gg.

„Pommerania'', Kapt. Hoffmann,
Erforschung der Nordsee und
Ostsee L 12k 135 f. IM ff.
260. 263.

Pommersche Küste, Ostströmung
an derselben II, 405.

Ponce de Leon II, 328.. 412.

Poole, Flutkurve von II, 222, 274.

„Porcupine", engl., Lotungen un-
ter Lieut. Hoskyn 8L

„Porcupine*, Kapt. Calvert, Tief-
see-Expeditionen im nördl.
Nordatlantic unter wissen-
schaftlicher Leitung von Wyr.
Thomson , Carpenter nnd
Gwynn Jeffreys. Temperatur-
messungen I^ 82. 256 f. 2» tO.
317. 312 ff. 328 f. II, 312,

— Temperaturmessungen von
Carpenter im westl. Mittel-
meer L 264.

Porcupine-Bank L, 82, 319.

Pororoca,Bezeicunungd.Sprung-
welle im TocanUns II, 2Ifi ff.

Porsanger -Fjord, Temperatur-
messungen Ij 340.

Port Blair, Stoßwellen in P. II,
122,

— Bö wen, Messungen der Ein-
dicke bei Ij 371.

— Clarence, Temperaturmessun-
gen bei 1^ 351 f.

Port-en-Bessin, Stromwechsel i«

II, 221.
Portets II, 2M, 263 f.
Port Jackson L 179.

— Illuluk L 1Q3.
Portland-Bill II, 232,

— Fluthöhe bei Springzeit IL,
255.

Porto Empedocle IL» 150,

— Grande II, 385 f.

— -Rico 1^ 100. n, 313, 320 ff.
4TL 43k

— Santo, Brandung vor P. II,
90.

Port Said II, 4ßk
Portugal , Küstenablagerungen
bei I> £L

— wahrscheinlich unterseeischer
Zusammenhang mit Madeira
L TL

— Stoßwellen an der Küste von
dem Erdbeben von Lissabon
II, U7 f.

— L ULm II, 12L
Posidonius II, 158,
Possjetbai II, 500,
Potidäa IL 158 Anm. L

ed by Google

Register.

571

Pouchet, Prof. II, 382,

Pouillet, Verbreitung d. Leine
von der Entstehung der
Meeresströmungen durch
Temperaturdifferenzen durch
P. II, 285,

P o u r t a 1 e 8 , Durchsichtigkei t
des Meerwassers 1^ 184.

Poutrincourt II, 383.

Pratasriffe II, 4SI f.

Preller, cit. II,

Prestwich, Prof. Jos. 237.
II, m

Principe-Insel II, 414.

„Prinz Adalbert S. M. S., Kapt.
Mac Lean, Strombeobachtung
im Japanischen Strom II, 494.

Prinz Edwards-Inseln 1^ 117. II,
425,

Prinz Patrik-Insel II, 462.

Prinz von Wales-Bänke II, 481.

Protococcus atlanticu8 128»

Pt. Barrow I, 22. II, 462.

Pteropoden 1^ 177.

Ptolemäus II, IM.

Puerto Montt, Stoß welle vom
Erdbeben von Iquique bis P.
II, 122,

Puerto Rico s. Porto-Rico.

Pullen, Kapt., Temperatur-
messungen L 288 f. 316.

— 8. auch „Cyclops' 1 .
PuUenia I, 86.

Pulo Obi II, 4SL

— Penang L im 178,

— Sapata II, 481 f.
Pulvinulina l, 86.

Po nta Robanal, Brandung von
P. II, 90.

— Santa Elena II, 310.
Purpurmeer 8. Kalifornischer

Meerbusen.
Pyrenäen II, 516,

Q.

Quarken 169.
Quelpart II, 50L
Quetelet L, 188.

Et

Radiolarienschlamm L

— Beschaffenheit und Vorkom-
men ^ f. 114 ff.

„Rainbow*, engl. II, 383.
Raine-Insel I, 301 f.
Ramsgate II, 218.

— Hafenzeit in II, 236 Anm. L

— Fluthöhe bei Springzeit in
II, 255,

Randmeere L, 21 f.

— Areal der R. nach Krümmel

— mittlere Tiefe nach Krümmel

h 62,

— Verteilung des spezifischen
Gewichtes und des Salzge-
haltes in ihnen I, 158 ff.

„Ranger", amer. , Erforschung
des Stillen Ozeans I> 1QL IM,
1Ü2.

Rankine, cit. II, 6 f.

Rapa-lnsel, Stoßwellen von dem
Erdbeben von Arica II, 120.

Ras el Chail II, 81k

Ratzel, Einfluß der Küsten-
entwickelung auf die Kultur-
entwickelung 1^ 44.

— Versuch einer systematischen
Inseleinteilung I, 50.

Ravenstein, cit. II7223 Anm.l.
Rayleigh, Lord, cit. II, 6\ 7Q
Anm. L

— Umgestaltung der Wellen bei
Abnahme der Wassertiefe II,
8L

Reaktionsströme II, 359.
Reclus, Abflußmengen einiger
Flüsse I, IM,

— starke Verdunstung des Roten
Meeres II, 232,

— cit.' II, 149. 153. 276.
Red day 8. Tiefseethon.

Red fiel d, Kreistheorie der Wir-
belstürme Lj 218,

— II, 48L

Redfieldfelsen II, 4M,
Reedklippen 1^ 103.

ed by Google

572

Register

Regenkarten, Ungenauigkeit al-
ler L 220.

Regenmengen, auf See unsichere
Bestimmung der ^ 213 f.

Reibnitz, Frh. v., Kapt 1, 28-1,
II, 494,

Reihentemperaturen, Messungen
von L> 240, 242,

Rein, J., Erklärung d. Korallen-
bildungen Lj 114.

Renn eil, versucht zuerst aus
den beobachteten Stromver-
setzungen eine mittlere Strom-
richtung zu berechnen 11, 329.

— cit. über Meeresströmungen
II, 340, 384, 38tf, 382 f. 3S8 <'.
40 L 426. 429. 43L 438 f. 445,

.471.

Rennellstrom II, 431.
Rensselaer Hafen, Temperaturen

im L 254,

Resaca II, 152 f.

„Rescue"*, Lieut. de Häven, Trift

derselben l± 379.
„Resolute", engl., Trift der I,

379. II, 461 f.
Reunion-Insel ^ 118.

— Wellenfurchen am Meeres-
boden bei R. II, 32..

Revilla-Gigedo-Inseln II, 132.4S4.
492.

Reye, Vertreter der Spiral-
theorie der Wirbelstürme 1^
218.

Reykjawik ^ 84. 228.
Rhein L> 26. IM, II, 240. 419.
463.

— mittlere Abilußmenge I^ 131.
Rhizopoden 1^ 68 f .

Rhodus 1^ 94.

Rhone Lj 2iL 32 f . 130. H, 4llL
r±L&

— mittlere Abflußmenge I^ 131.
Riccioli II, 33L
Richthofen, v., Wirkungen der

Abrasion II, 10L 110 ff.

— cit, II, 512. 514 f.
Riffe L 42.

Riffe, Farbe des Wassers in ihrer
Nähe L, 176.

— Irrtümliche Berichte über
Vorkommen im offenen Ozean
L 122,

— Entstehung derselben nach
Hagen II, 106 f. 323.

„Riflcmau\ Schiff II, 48L
Rigaischer Meerbusen 1^ 18,

sein Salzgehalt I, 169.

Stoß welle bei der Insel

Dago II, 118 f.
Rigaud, Entdecker der Xocti-

luca L 182,
Rio de Janeiro L 42- 2Ü5, 222.

ü, 444.

Ritter, Karl, Abstammung des
Namens 9 5 ßxeav6<;* L, liL

— Unterscheidung einer konti-
nentalen und pelagischen
Seite des Erdplaneten L 2£L

— cit. II, 312,

Ritter, W., cit. II, 120 Anno.

Riviera, Untersuchung der Ab-
rasion an der Küste der R.
von Stevenson II, HO f.

— II, 516. I
Rixhöft II, 306.

Robben-Insel. Brandung bei der

II, 90,

Roberts, Fluthöhe der meteo-
rologischen Gezeit in Liver-
pool II, 212,

— Maschine zur Vorausberech-
nung der Gezeiten II, 224.

Robesonkanal K 25. 2SL 125.

355 f. II, 4fi0,
Rochefort II, 274.

— Wahrnehmung der Stoßwel-
len von Krakatau in II, 123.

Rockall II, 319.

Rockallbank I, 83, 319, 321,

Rockallklippen L 81 f. 85.

Rockallrinne 1^ 82.

Rodgers, Admiral II, 204,

„Rodgers", schließt unter Lieut.
Berry die Inselnatur des
Wrangellandes auf 1^ 28.

Rodriguez-Insel ^ 2LL

-

ed by Go

Register.

Rogers, Prof. II, 374,
Rohlfs, G. II, 3DL
.Rollen* der Schiffe II, 4&
Roller II, 84. 91. 136.

— von St. Helena, der Lombok-
straße und von der Küste
von Peru II, Qß f.

Romanisches Mittelmeer 2L
Areal L> 23,

— — Benennung im Altertum

— — Niveauunterschied zwisch.
demselben und dem Atlantic
L 32 f. II, 225 ff.

— — Verhältnis der Inselflächen
zur Meeresfläche 1^ 4JL

— — mittlere Tiefe nach Krüm-
mel L, 8£L

— — Tiefen- und Bodenverhält-
nisse ^ 9Q ff. 12k

— — spezifisches Gewicht und
Salzgehalt L> ML 162 ff. II,
29SL

— — starke Verdunstung. Un-
terstrom in den Nordatlantic

L 152,

— Temperaturen L> 232 f . 245,
204 ff. II, 2ÄL

Wellenhöhe II, 5L &L

— — Erdbebenwellen in dem-
selben II, U5 ff.

— — stehende Wellen in ein-
zelnen Teilen II, U3 ff.

Gezeiten II, 153, 219.

Strömungen II, 4M f.

Romme II, 321L
Romsdal L> 33L
Romsdalbank L, 339.
RomsÖ, Salzgehalt bei 1^ 167.
Roß, Sir James, Lotungen auf

seinen Süd polarreisen 1^ 105.

117 f. 12L

— Luftdruck- and Windvertei-
lung im antarktischen Ozean
L 2TL

— Temperaturmessungen 1,235 f.

— Eiswand im antarktischen Ge-
biete I, 374.

die Warme 1^

Roß, Sir James, Wellenmes-
sungen beim Kap der guten
Hoffnung II, 46 f.

— II, 321* 503,

— Sir John, Lotungen auf seinen
Expeditionen 1, 1QL 125.

— erste Anwendung des Six-
schen Maximum- Minimum-
Thermometers von R. 1, 288.

— I, 354,

Roßbreiten II, 3L 1SL

Rossel, de, Admiral II, 487.

Rossetti, Untersuchung über
die Ausdehnung des Meer-
wassers durch
143.

— Temperatur des Gefrierpunk-
tes und des Dichtigkeitsmaxi-
mums des Meerwassers L> 235.
231.

Roß-Insel ^ 178.
Rotatorische Strömungen II, 233,
237 ff.

Rotes Meer, Areal ^ 23*
periodische Niveau Verän-
derungen I, 3S£ f .

— — Tiefen und Bodenverhält-
nisse Lj UJL

— — spezifisches Gewicht und
Salzgehalt L, 147. 172.

Benennung I, 177.

Temperaturverteilung \±

245, 31&

starke Verdunstung II,

292 f.

— — Strömungen II, 46Ü.
Roter Schlammboden 1. (!&

— See, sein Salzgehalt Ij 173.
Roth, J., Untersuchungen über

die Chemie des Meerwassers
L, 12L 13Q f.

— cit. I 160. 121, 173.
Rotti-Insel 1^ 111. 301. 315.
Rottnest-Island II, 315.
Roussillon II, 516.

Royal Society zu London I, 320.
Roy er, spezifisches Gewicht des

Eises Ij 361.
Rücker, Untersuchungen über

574

Register.

die Ausdehnung des Meer-
wassers durch die Wärme 1,

14a ff.

Rügen, Form der Gestadebildung
an der Kreideküste II, 109.

— Flutautograph bei Arkona II,
1<)5 Anm. L

— Aeußerungen des Küsten-
stromes auf R. II, 513.

Rühlmann II, ZÜ Anm. L
Rütimeyer II, 515.
Ruhase, Kapt., s. „Kaiser*.
Ruk-Ineel IL, 491.
Russell s. Scott R.
Russland Lj 317.

S.

Saba-Insel, Stoßwellen vom Erd-
beben von Lissabon II, 118.

Sabine, Temperaturmessung
bei Grönland 320,

— II, 38& 414, 454*
Sabine-Insel, Eisverhältnisse bei

der L, am
Sabioncello, Halbinsel 95.
Sable-Insel II, 12L

— Hafenzeit der II, 212.
Sachalin II, 499 ff.

Sadong, Sprungwelle im II, 276.
Säulen des Herkules 1^ ÜL
Sagastyr II, 459.
Saliara L, 265^ II, ML
Saigon L IM, II, 220,
Saintes II, 270,
ßaint-Gilles II, %L
Salomo-Inseln Lj HL II, 1BL

48k 48& ML
Salona, Stoßwelle in der Bucht

von S. II, LLL
Salzgehalt des Meerwassers und

seine geograph. Verbreitung

L> 129, 134,

— Maxima desselben im Atlan-
tic, Pazific und Indischen
Ozean I, 12k

— Abhängigkeit von meteoro-
logischen Faktoren 1^ 14£ f.
21&

Salzgehalt, Verteilung in den
Rand- und Mittel meeren L,
158 ff.

— mit größerem S. wird die
blaue Farbe des Wassers in-
tensiver ly 175.

— im See wassereis I^ 359 ff.

— Versetzung von Wassennas-
sen durch Unterschiede des
S.es II, 2M ff.

Salzgärten 1^ 133.

Salzmengen, Variationen der-
selben im Meerwasser L, 133,

Salzseen ^ 173.

Salzwassereis s. Eis.

Samländische Küste, Form der
Gestadebildung II, 109,

Samoa-Inseln 1^ 46, 105, 102 f.

294 f. aiL ii, m ff.

— Stoßwellen von der West-
küste Südamerikas IL, 119.

Samos Lj 94.
Sandalwood-Insel Lj 301.
San Diego 1^ 10L 112. 28Ö. II,
220 f.

— — Stoßwellen von Simoda
II, 120,

— Domingo L 29
Sandwich-Inseln, Beschaffenheit

des Schlammbodens bei den
L 68.

— Stof3wellen von derWestk iiste
Südamerikas II, 119 ff.

— L 2L 20 f . lÜlf. IM. 109.
112 f. lliL 19k 2 TL II, Ell,
484.

Sandybai I^ 59. 1Ü2.
Sandy Cape II, 502.

— Hook L, 80, 2fi& 212 f. 215,
II, 1£L

San Francisco 1, 21. 1ÜL löfi f.

m ii, m m,

Stoß welle von Simoda und

Iquique II, 120, 122,
Sangarstraße I^ 287, II, 500.
San Jago I, 88.

— Sebastian II, 153.
Sansego L 172,
Sansibar II, ai& 328.

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Kegister.

575-

Sansibar, Bucht von II, 470.

Santander II, 153, 2ÜL

Santiago de Cuba L> 100.

Santona II, 153.

Sapata-Inseln II, 481.

Sarasin, Seiches im Genfer See
II, 143,

Sardinien ^ 92.

Sargassosee L> 383, II, 428 f.
442, 422,

Sars I, 327.

Sary, cit. II, 28k

Saseno, unterseeische Boden-
schwelle von S. nach Brin-
disi hin 1^ 9fL

Saß, v., periodische Schwan-
kungen des Salzgehaltes im
Rigaischen Meerbusen 1^ 169.

Sauerstoffgehalt des Meerwassers
Ij 136 f.

Saussure, Bestimmung von
Tiefseetemperaturen I, 238.
- — Temperaturmessungen im
Mittelländischen Meere 1, 238.
264,

Savannah II, 197.
Sawu-Insel L, HL 3QL 315,
Sawusee, Temperaturverteil nng

h 3QL
Sayabänke 1^ 120.
Scarborough-Riffe II, 482.
Scarnish- Hafen II, 84*
Schären (Scheeren) 1^ 45,

— finnische II,

— von Stockholm II, 33&
Scheide II, 234,
Schering, Kapt. z.S.,s. „Luise".
Schiffsjournale I^ 195.
Schiffs- oder Loggerechnung II,

372 f.

Schilling, Theorie der Meeres-
strömungen II, 331 f.

Schlagintweit, Gebrüder,
Versuche über die Durchsich-
tigkeit des Meerwassers ^184.

Schlammboden im Meere I^ 62 f.

Schleinitz, v., Messungen der
Dichte des Meerwassers 1, 148
Ihh f.

Schleinitz, v., Beobachtungen,
über die Farbe des Meer-
wassers Lj H4 f.

— Durchsichtigkeit des Meer-

wassers L,

184,

— Berichte über den südindi-
schen Oststrom II, 477 ff.

— Strömungen der Nordküste
von Kaiser Wilhelms-Land II T
482,

Schleswig - holsteinische West-
küste II, 463,

Schleswigsche Küste II, 67,

Schley, Kommandant des „Es-
sex", Lotungen im Südatlan-
tic 12fi,

Schmarda, cit I, 183.

S c h m e 1 c k, chemische Analysen
des Meerwassers L 130. 134.
222,

Sc hm ick, cit. II, 134.
Schmidt, C, Maximum des

Salzgehaltes im Indischen

Ozean L 13Ö,

— Messungen des spezifischen
Gewichtes im südchinesischen
Meere L, 156.

— Salzgehalt des Weißen Meeres
L 132,

— Untersuchungen über den
Salzgehalt des Bottnischen
Meerbusens L 169.

— spezif. Gewicht des Roten
Meeres 1^ 122.

Schmidt, Ed., seine Theorie
derMeeresströmungen 11,832.

Schmidt, Jul., Stoßwellen nach
dem großen griechischen Erd-
beben Dez. 1860. II, llß f.

— Häufigkeit der Erdbeben in
den verschiedenen Mondent-
fern u ngen v e rsch i ed e n 1 1 , 214*

— cit. II, 14L
Schnars, cit. II, 142,
Schottland, Meerestemperaturen

an der Ostküste L 2ßöf. 263.

— unterseeischer Bergrücken
zwischen Sch. und Island- L
322,

576

Register.

Randmeere I,

Schottland L, 81 f . IM 213* 3IL
m ff. II, 84 f. ÖL M,
99 f . 188. 24Q f. 292, 42£
ML 452. 4ti2 f.

Schräder, deutsche Expedition
unter Dr. Sehr, in Südgeor-
gien. Beobachtung der Stoß-
wellen von Krakatau II, 123*

Schrenck, v., Untersuchungen
der Strömungen im Ochotski-
schen, Japanischen und Ost-
chinesischen
281. II, 499 ff.

— s. auch „Aurora*.
Schumacher, Ausdehnung des

Eises 362.
Schübeier, cit. II, 454.
Schwäbisch Hall L, 133,
Schwanenfluß II, 315.
Schwarzes Meer L, 23 Anm. 2,

i m.

— — Tiefen Verhältnisse noch
wenig bekannt L 94 f .

— — spezifisches Gewicht und
Salzgehalt L> 14L 122.

— — Benennung Lj 177.

— — jährliche meteorologische
Gezeit II, 219,

— — ergießt einen Strom
schwachsalzigen Wassers ins
Aegäische Meer II, 298 f.

Schwedische Küste II, 463f.4£L

Schweiz, Seiches in Schweizer
Seen II, U2 f. 144. Ufi.

„Schwell", Bezeichnung für Dü-
nung II, 3fL

Schweres Packeis 3li9.

Sciacca II, 150.

Scilly-Inseln II, 85,

— Fluthöhe bei Springzeit II,

Scirocco , Zusammenhang des-
selben mit dem Marrobbio
II, 15L

Scoresby, Beobachtungen über
die Farbe des Meerwassers
I, 174. 177.

— Messungen von Tiefseetem-
peraturen I^ 238.

Scoresby, Temperaturen im
Norwegischen Nordmeere L
341.

— Wellenmessungen II. 4 r >. 4S.

— Abschwächung der Wellen
durch Fremdkörper II, 80.

— cit. II, £Q. 82. 436.
Scott, Rod. H. I, 233,
Scott Russell, Experimente

über Wellenbewegung II, 14.
18, 24. 2&

— — Uebertragungswellen H,
U ff . 258 ff . 229 f .

— — Theorie der Wellenbil-
dung II, 52 f.

„kapillare* Wellen 11,134.

— — Umgestaltung der Wellen
bei Abnahme der Wassertiefe
II, 8L

Sebastopol I, 95,

Secchi, Durchsichtigkeit des
Meerwassers 1^ 184.

See (-Welle), tote oder aasge-
wachsene II, ÜL 24-

— hohle II,

— Sturzseen II, 82 f.
Seebach, K. v., Wellengruppen

an der Westküste Zentral-
amerikas II, 52.

„Seebären", Name d. Stoß wellen
der Ostsee II, 118 f.

Seebebenwellen s. Stoßwellen.

»Seen*, Bezeichnung der deut-
schen Seeleute für die Wind-
wellen II, B6f. fiQf. 8a.

Seetiefen, Berechnung derselben
aus Stoßwellen IL IM fif.

Seewarte, Deutsche tj 2* 190.
123 f. l&L 224 ff. 282, II, 79.
190, 22k 325, 425, 432, 4IÜ

— — Atlas des Atlantischen
Ozeans L 60, 73, 14* f. IM,
20o\ 22L II, m

Segelanweisungen 1, 186.188.193.
Segelhandbuch für die Nordsee
cit L 2fiL II, 222 ff. 22L 4'iö-
Seibt, cit. II, 1£5,

— jährliche meteorologische Ge-
zeit in der Ostsee II, 219.

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Register.

577

Seiches in Schweizer Seen II,

' 142 f . 144. 14k
Seichtwassergezeiten II, 21iL
Seine II, 232, 432.

— Flußgeschwelle der S. II, WL

— Sprungwelle in der S. II,
2Ii) ff.

Seinebucht, Flutkurven der II,
273 f.

Selbständige Meeresräume IjEQ f.

Semao-Insel 1^ LLL

Semper, C, Erklärung der Ko-
rallenbildungen durch vul-
kanische Hebungen I, 113 f.

— II, 34.

Senegal L 2fL IL 305.
Senegambien II, 307.
Serdzekamen 1^ 124, 351.

— Eisverhältnisee bei S. Ij 370.
,Serpent*, engl., Kapt. Bullock,

Lotungen im Indischen Ozean
L 119.
Seakär I, 169.

Seue, C. de, Temperaturmes-
sungen im Porsanger Fjord

L 340,

Severn, Sprungwelle im IL 276 f.
Seychellen L, 2& 12k 220- II,

469, 42L
Shannonfluß II, 202.
Shelbourne, Fluthöhe in Sh. II,

2QL

Sherman, Kapt., 8. «Gulnare".
Shetlandrinne II, 457,
Shetlandalnseln I, 25, 82. 122.

320 f. 323, II, 84 f. 100. 241.

243. 432, 452,

— Temperaturmessungen bei
denselben L 2ÜQ f. 2Ü3,

Shortland s. „Hydra*.

Siam, Golf von I. 23 Anm. 4.

Sias, Wellenfurchen am Meeres-
boden bei R6union II, 32 ff.
324,

Sibirien, Flachküste an der gan-
zen Nordseite 1± 46,

— Lotungen an der Küste 1^ 124,

— Dichte des Meerwassers an
der Küste L, 1£2,
Krümmel. Ozeanographie n.

Sibirien I^ 312, 349 f.

Sibirisches Eismeer, Tiefenver-
hältnisse noch wenig er-
forscht 124,

— — Dichte und Salzgehalt L

— — Temperaturverteilung Lj

350 f.

— — Strömungen II, 453 ff.
Siemens, C. Will., Bathometer

von L; 57.
Sierra Leone II, 29, 399, 405,

413, 415,
Sigsbee I, 5& II, 323 f. 413,

— 8. auch „Blake".
Öigsbeetiefe, tiefstes Gebiet des

Golfes von Mexiko L^ 97.

Sikayano, Atoll II, 136.

Sikoku II, 494,

Silas Bent, Lieut. II, 495,

Silberrinne, südöstl. der Dogger-
bank II, 241 ff.

Sillein II, IIS,

Simoda, Stoßwellen im Hafen

von II, 119 f. 123, 131 f.
Simonsbai I, 156.

— Temperaturschwankungenin
der S. infolge vertikaler Zir-
kulation II, 306.

Singapore 1^ 15& im 315, II,
220 f.

Siwas s. Faules Heer.
Sixsches Maximum - Minimum-
Weingeist -Thermometer l±

238 f.

Sizilien, unterseeische Verbin-
dung mit Afrika L, 90,

— Tiefenverhältnisae an den
Küsten Lj 93,

— Marrobbio an West- und
Südküste II, 149 ff.

— L 9L 120, 172. II. 148.
Sizilisch-Jonisches Meer, Boden-
gestaltung L M,

— — spezif. Gewicht I, 170.

— — Temperaturverteilung L
206.

Skären s. Scharen.
Skagen ^ 89, II, 24Ü_. iüo,

OL

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578

Register.

Skagerrak ^ 85, 82 f. II, 240 f.
249 f. 464 f.

— Dichte und Salzgehalt 1,165 ff.

— Temperaturen L> 2ü2 ff.

Skandinavische Halbinsel. Spitz-
bergen gewissermaßen eine
Fortsetzung derselben 1^ 121L

Skarpheia II, 116,

Skerkibänke I, 90, 93.

Skerryvore, Versuche mitSteven-
sons Wellendynamometer bei
dem Leuchtturm von Sk. II,

a&

Sklavenküste II, 404. 41L 41)2.

— kaltes Küstenwasser entlang
der Ski. II, 412 f.

Skopelos-Insel II, 115.

Skudesnaes II, 241. 243. 245.

249,

Smithsund 1^ 25, 2S, 355 f . 368,

377. am

— Tiefe 1^ 124 f.

— spezif. Gewicht des Meer-
wassers im S. ^ 162 f.

Smyth, höchste Sturmwellen
im Golf von Genua II, 5L

— falsche Deutung des Namens
Marrobbio II, 150,

— mittlere Geschwindigkeit des
Gibraltarstromes II, 290.

— Strömungen im Mittelmeere
II, 466,

— cit. II, &Q4.
Snefjelds-Jökul L 32L
Socotora s. Sokotora.
„Sofia", Kapt. v. Otter, Lotungen

im nördlichen Polarmeere 1^
126.

Sog, der II, 93. 9g. 105, 3ÜL 323.
Sognefjord Lj 331.
Sokotora L 28, II, 3ÜL 4£<L
Solent II, 25iL

— doppeltes Hochwasser im S.
II, 222 ff.

Solowetz Ij 162.
Somaliland, Kaltwassergebiet an
der Küste II, 316 f. 322,

— Strömungen ander Nordküste

II, 462,

Sombrero L, 26. £L 256.
Sonderburg, spezif. Gewicht und

Salzgehalt des Meerwassers

bei S. L 168,
Sonne, cit. II, 264. 419 Anm. L.

512,

Sonneniluten und Mondlluten II.

162 ff.
Sorelle-Rocks L, 02,
S o r e t , Ursache der blauen Farbe

des Wassers 1^ 180.
Sorben 1^ 339.

Southampton U> 245, 222, 274.
Southern Ocean s. Süd-Ozean.
Spanien, Tiefenverhältnisse an
der Ostküste L 92,

— Brandung an der Nordküste
II, 9Q,

I .— Meereswallungen an der Küste
bei Alicante und Valencia II.
151.

— Auftreten der Resaca in den
nordspanischen Hafen II.
152 f.

— Strömung an der Mittelmeer-
küste II, 462 f.

Spercheios II, 158 Anm. L
Spezifisches Gewicht des Eises
L 361 f.

— Meerwassers s. Meer-
wasser.
; Sphaeroidina 1^ 86,
Spiraltheorie der Wirbelstürme

Spithead, Gezeitenstrom vom IL,
224,

1 Spitzbergen, Verbindung mit
Europa durch einen unter-
seeischen Rücken I> 122 f.

— Temperaturen in den Fjor-
den an der Westküste L 3^0 f.

— Gletscher L> 374.

— Entstehung der Bänke Büd-
lich von Sp. ^ 325,

— Eisströme bei Sp. I, 378.

— Verhalten des Eises an Ost-
und Westküsten L, 381 f-

— Eisverhältnisse in verschie-
denen Jahren L 383.

ed by Goog

Register.

579

Spitzbergen L 29. 158 f. 198.

m m an sm 3M ff.

347. II, 429, 442, 452 tr. 460.
Spitz bergen tiefe II, 457.
Spitzbergen-Bären-Insel-Bank ^

337.

Spratt, Lotungen im Mittel-
meer 1^ 9L

— Temperaturmessungen im
östlichen Mittel meer 265,

Springfluten s. Gezeiten.
Springzeit s. Gezeiten.
Sprogö I, 162,

Sprung, Darstellung der Regen-
verhältnisse im Atlantic 1^
220.

— cit. n, aea, .m

Sprungwelle (Bore , Flutbran-
dung) IL 160 f. 261. 275 ff.
Spurn Point H, 234, 2hl f.
Staaten-Insel II, 507.
St. Ambrose-Inseln 1^ 106.

— Augustine II, 197.
Hafenzeit von II, 2Ü9,

— Croix ^ HML 266,

— Georges Inlet, Höhe der ein-
tägigen und halbtägigen Ge-
zeiten II, 203,

— Georgskanal, zur Nordsee ge-
zahlt I, 23 Anm. 5.

— Helena I^ 26, 24, 149,
heftige Brandung II, SIL

Hafenzeit II, 209.

— James-Bucht Ij 28.

— Jo hn, Kap t., kalte und warme
Wasserstreifen am Nordrande
des Kuro Shio 1^ 285.

— Kilda, Hafenzeit von II, 209.
Lorenz, Golf von, Areal nach

23,

44. 4(L

2(L m

Lucia L 267.

Malo, Stärke des Gezeiten-
stromes in der Bucht von II,

m

— U, 226,

Martin, Insel, Stoßwelle vom

Krümmel L,

L,

Lorenzstrom ^

Erdbeben von Lissabon II,
118,

St. Michel, Bucht von St. M.
durch starke Flutgröße be-
rühmt II, 16L

— Paul, Lotung bei der Reede
von H, 33,

L 112 f. 11,48,392,

— Pauls Rocks I, 74, 24R,

— Thomas L 58 f . 2L 2& 82,
89. 11 H, 39L

blauer Schlamm bei I. 67,

— Thome II, 386, 400, 414-

— Valerie II, 233,

— Vincent I, 40.. H, 319,

— Wast, Fintkurve von II, 273 f.
Sta. Catharina, Hafenzeit von

II, 209.

— Cruz-Inseln II, 486,

— Isabel II, 311,
„Stampfen" der Schiffe II, 4tL
Stanley, Kapt., Wellenmessun-
gen II, 45,

Start Point II, 233 f.
Stat, Vorgebirge 1^ 85,
Stauwasser II, 22C.
Stehende Wellen s. Wellen.
Steigendwasser II, 225.
Steilküsten 1^ 44.
Steinsalz, Ursprung desselben 1^
132,

Stephenson, Nordpolfahrt 1^

29,

Stevenson, Brandung bei be-
deutender Wassertiefe II, 90,

— Maximalhöhe der Wellen an
der englischen Ostküste II,
5L

— Einfluß des Seeraums auf die
Wellenhöhe II, 65 ff .

— Beobachtungen über Klippen-
brandung II, 85^

— Wellendynamometer II, 85,
98. Versuche mit demselben
IL 99 f.

— Umgestaltung der Wellen bei
Abnahme der Wassertiefe II,
82,

Abrasion an den Thonufern

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580

Register.

von Cardiff am Bristolkanal

II, 1D8 f.
Stevenson, Untersuchung der

Abrasion an der Küste der

Riviera II, HIL
Stewart-Insel II, 504.
Stiller Ozean, Begrenzung I^ HL

— — Teilung in eine nördliche
und eine südliche Hälfte L,
IL

— — angenäherte Größe mit
den seitlichen Gliederungen

h 19,

— — Areal nach Krümmel 1, 22.

— — äußere Umrisse 1^ 2ß f .
Inseln 1^ 22,

geringste und größte Breite

L 2L

— — Niveau Vermessungen 1, 37.

— — - Küstenvermessungen L 42.

— — Bänke 1^ 48,

— — Verhältnis der Inselflächen
zur Meeresfläche L, 48 f.

— — Tiefen- und Bodenverhält-
nisse Ij o£L QiL TD ff. 101 fT.
lÖS, 112 ff.

in einen west-
einen östlichen

L

— Teilung
liehen und
Teil ^ 1ÖL

— Versuche, seine Tiefe aus
Erdbebenflutwellen zu be-
stimmen 1Q9.

— Salzgehalt und spezifisches
Gewicht L 13(L 152 f.

— Verteilung des Luftdrucks

— Winde L 202 ff.
- Stürme 215 ff.

— Temperaturen 1^234,24^«".
27Ü ff.

— Eis im Stillen Ozean 1,885.

— Wellenmessungen von
Paris im westlichen Teile II,
43 f.

— Wellenhöhe nach Paris
und Coupvent des Bois II,
42 f.

— Beispiele heftiger Bran-
dung in demselben II, 92,

Stiller Ozean, Stoßwellen II,
IIS ff.

warmes Stauwasser der

Leeküsten II, 312 f.

— — Strömungen II, 483 ff.
Stillwasser II, 226,
Stirling IL 222.

Stokes II, ß. 18.

Stockholm, Schären von IL, ;Ö8.

Stoßwellen II, 114 ff.

— Theorie der St, nach Weber
II, 124 ff.

— Berechnung der Seetiefe aus
St. U, ISO ff.

Strabo II, 158.

Strachau, cit II, 376. B&kiQä ff.

4m

Strand, geradliniger, den Flach-
küsten eigentümlich L 108.
Strandbrandung s. Brandung.

Stream eurrents IL, 340.
Stroma II, 22L

Strombojen für Strombeobach-
tungen II, 828 f.

Stromboli II, 148.

Stromkabbelungen II, 351.

Stromrichtung II, 323 ff.

Stromteilung s. Meeresströmun-
gen.

Stromversetzung II, 373 f.
Stromwechsel IL, 226.
Stnve, Untersuchungen über
den Salzgehalt der Ostsee 1^

1Ü8 f.

S t u d e r , Dr. Theoph«, steiler Ab-
fall der Koralleninseln I, 46,

— Erklärung der Korallenbil-
dungen L, 114.

— Untersuchung des Meeres-
bodens des Indischen Oaeans
an Bord der .Gazelle* L 121.

Sturmfluten, in Ost- und Mord-

see 1^

39,

Sturmgradient I, 215.
Stürme ^ 214 ff .

— in verschiedenen Xonen I,
21h ff.

— tropische Wirbelstürme oder
Orkane l n 21ü ff.

ed by Go

I

Register. 581

Stürmer 8. Sprungwelle.
Sturzseen II, 82 f.
Suchomlin, Lieut., cit. lI,3Qii
Süd äquatorialer Sommermonsun
L 21Ü.

Südafrikanischer (od.Bengue)a-)
Strom II, m 41L 44fL 414.

Südamerika^ Küstenentwicke-
lang I, 43.

— Flachküsten and. Ostseite 1^46.

— Küstenablagerungen an der
Ostküste I, 62 f.

— steilster Abfall des Meeres-
bodens an der Westküste 1^

im,

— der Bruchrand der Westküste
Ausgangsstatte von Stoßwel-
len II, 112 ff.

— niedrige Meerestemperaturen
entlang der Westküste II,
309 ff. 315.

— I, 259. II, 202. 307.
Südatlantic L 17.

— äußere Umrisse L 25.

— mittlere Tiefe nach Krümmel

— größte Tiefe L, 12fL

— spezifc Gewicht K 147. 149.
II, 282

— Verteilung des Luftdrucks Ij

198.

— keine eigentlichen Stürme
vom Aequator bis 25° Süd
L 215,

— Temperaturverteilung 1,227 ff.
233 f. 251 f. 258 f. 3KL

— Treibeisgrenze 1^ 385 f.

— Auftrieb an den tropischen
Luvküsten n, 308 f.

Süd atlantischer Rücken 1± 74 f.
12 f.

Südchinesisches Meer (Chinasee),
Teil des Austral- Asiatischen
Mittelmeeres ^ 23 Anm. 4,

— — Benennung I, 18,

— — ßänke in demselben I± 48*

— — grüne und blaue Thone
auf dem Boden desselben L,

Südchinesisches Meer , unter-
seeisch abgeschlossenes Mee-
resbecken L Hü f-

größte Tiefe L 12fL

— — spezifisches Gewicht 1^

— — merkwürdige Färbung des
Meerwassers L> 179.

Orkane L^ 212.

— — Teraperaturverteilung Lj

m f. 3öl

Wellenmessungen von

Paris II, 4&
Eintagsfluten II, 22Q f.

— — Auftreten kalter Küsten-
temperaturen IL, 317 f.

Strömungen IL 468. 480 f.

I, 120. IM. II, 493.

Südgeorgien, Stoßwellen von der
Krakatau-Explosion in 11.123.

m

— II, 132. 152.

Südliche Aequatorialströmung
im Atlantic II, 38Ü ff.; im
Pazific II, 485 ff.

Südlicher Stiller Ozean s. Süd-
pazifischer Ozean.

Südliches Eismeer s. Antarkti-
scher Ozean.

— Polarmeer, nur wenige ge-
naue Tieflotungen L ߣL

— — Luftdruck- und Windver-
teilung I, 21L

L, 244.

Südostpassat, Umbiegung des-
selben im Atlantic I^ 206.

Südostpassattrift s. Südl. Aequa-
torialströmung.

Süd-Ozean, zuerst von Sir John
Herschel gebrauchter Name

L lü

— L fiQ.

Südpazifische Ostströmung II,

bm fr.

Südpazifischer Ozean I^ 12.

— — Tiefen- und Bodenverhält-
nisse ^ 1Ö4 ff. 109, 12&

— — spezif. Gewicht L, 147.
152 f. II, m

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r>82

Register.

Südpazifischer Ozean, Verteilung
des Luftdrucks ^ 198.

— — Stürme im östlichen Teile
selten L^ 21JL

— — Temperaturverteilung 1^

— — mittlere Wellen höhe nach
Coupvent des Bois II, 5£L

Stoßwellen II, 113 ff.

— — warmes Stauwasser der
Leeküsten II, 314»

Strömungen II, 485. 501 ff.

Südpol L 19, 121.

Südsee, Ausdruck der deutschen

Seeleute für den gesamten

Stillen Ozean L ü
Süd-Shetlands-Inseln L 386.
Südwestmonsun 1^208* II, 4ß9 ff.

482 f.
Süßwassereis s. Eis.
Suez I, 3& 11L lliL

— Golf von L, aio\

— — — Küsten Vermessungen
in demselben I^ 43^

Gezeiten desselben, von

Herodot erwähnt II, 151 f.
Suezkanal L, 123, II, 4iüL
Sulu-Archipel I, 11Ü,
Sulu-or L, IS,

Sulu- (oder Mindoro-)See, Teil
des Austral- Asiatischen Mit-
telmeeres 1^ 23 Anm. 4,

Sulusee, Name verschieden ge-
braucht 13 lß.

— unterseeisch abgeschlossenes
Meeresbecken 1^ HD f.

— größte Tiefe L 12fL

— Temperaturverteilnng 1,297 ff.
301. 3Q3.

Sumatra, kontinentale Insel L,
4£

— Brandung an der Küste S.s
II, £L

— Strömungen bei S. II. 470 f.

— L 12£L

Sumba (Kokosnuß-Insel) III f.

ai&

Sund, der L, 1ML II, 465.

Sund, Salzgehalt desselben 1, 167.
Sunda-Inseln L> 112* 220, IL 315.
Sundastraße, Stoß wellen beim

Ausbruche des Krakatau IL

123 f.

— II, 132. 12L 4&L
Sunderland, Maximalhöhe der

Wellen bei S. nach Steven-
son 1^ 5L
Supan, Berechnung der mitt-
leren Tiefe des Pazifischen
Ozeans 1^ 109.

— Gebiet des rückläufigen Pas-
sates ebenda ly 209.

— cit, L, lüiL 2Ü4, 2ÜÄ ff . IL, 495,
Sutherland, chemische Aen-

derung des Meer wassers beim
Gefrieren I, 359.
Svendsen, Messungen des spe-
zifischen Gewichtes im Euro-
päischen Nordmeer L, 158.
327.

Swansea IL 94» 152.
Swinemünde, Pegel beobach tun-
gen in I, 35^

— Flutautograph in S. II, 165.

— IL, 2&* 21k 2 ( J5. 300. Sttfi.
Swona II, &L 227.

Sydney I, 2L 1Ü1L 108." II, 182 f.
5Q3.

— Stoßwellen von Arica und
Iquique bis S. IL, 121 f.

— Beobachtungen von Stoß-
wellen am Pegel von S. n,
134 f.

Sylt, Brand ungsküste IL, 94.

— typische Ausbildung der Rille

— Flutautograph auf S. EL, liiL

— Stromwechsel fällt mit Hoch-
oder Niedrigwasser zusam-
men II, 22L

— Gezeitenströme bei S. IL, 241 ff.

— II, 240, 245.

Synoptische Eiskarten von der
deutschen Seewarte IL, 437.
Synoptische Karten L, 212. 214.

— Wellenkarten II, 2SL
Syrakus L, 17£L IL 1411 f.

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■

Register.

583

Syrien I, 9Q_.

— schneller Abfall des See-
bodens an den Küsten 94,

— Brandung an der Küste" 11,

— Strömung an der Küste II,
462,

Syrten ^ £L II, 466.
Syrtenmeer I, 94±

T.

Tabae II, 322.
Tacna II, 120,

Tägliche Ungleichheit der Flu-
ten s. Gezeiten.

Tafelbai I, & II, 208 f.

Taganrogsche Bucht, Niveau-
schwankungen durch Wind-
stau in derselben II, 304.

Tahiti 1^ TL 105, 115 f. 294.
II- 232, 435, 5M,

— ganz abnorme Gezeiten von
T. II, 2Ü4,

Taifune, Ableitung des Namens

t 212,
Taillebourg II, 22£L
Tajo I, 12&

Tait, cit. II, 215* 224. Mi
Talanti, Straße von II, 115.

— Schwingungen im Golf von
II, 143 f. 146 f.

Talcahuano II, 120.

Tanaga, Insel, Temperaturen

zwischen Japan und T. L

286 f.

Tarent, Golf von 1^ 1£L
Tasmanien 1^ 15 f. 22, H, 423.

— unterseeische Verbindung mit
Australien I^ 64s

— Meeresströmungen um T. II,
5Ü2 ff.

»Tegetthoff 4 ', Österreich., Nord-
pol-Expedition unter Wey-
precht und Payer. Tempe-
raturmessung im Barents-
meer 1^ 342. 344 ff.

— Umformung des FeldeiseB L
364.

„Tegetthoff*, Abnahme der Eis-
dicke im arktischen Sommer
I 372.

— Eistrift desselben 88D, II,
45R f.

Telegraphenplateau Haurys 1^

23. SD f.
Telok Betong, Stoßwelle von

Krakatau bei T. II, 124.
Temperatur des Meerwassers 8.

Meerwasser.
Temperaturkurven. Beispiele von

I, 246 ff.
Temperaturverteilung in den

Ozeanen und Meeren I> 221 ff.
Teneriffa 1^ 26, 82, 256.
Terceira, Brandung beiT. II, 90.
Terror, Vulkan ^ 30* 122.
Ter8chelling, Hafenzeit von II,

243 f. 252.
Tessan, de, Untertauchen des

Kurosiwo unter das arktische

Wasser L, 285.

— Berechnung der Stromge-
schwindigkeit aus der Nei-
gung der Lotlinie bei Tief-
lotungen II, 33L

— II, 4Ö5.

— s. auch „V^nus".
Tewahi Punamu II, 504.
Texas I 97.

Texel L 165, II, 232 f. 24£L 242,

244. 250.
Themse 1, 130. II, 236. 240,

— mittlere Abfluämenge ^ 131.

— Flutwelle in der Th. II, 16<1

— Stromwechsel in London und
an der Mündung II, 226 ff.

Thermopylen II, 116.

Thessalien II, 143.

„Theas", engl. Schiff II, 9L

Thom, Krei9theorie der Wirbel-
stürme 1^ 218.

Thomson, Sir William, Patent-
lot von L, 52 f.

— Navigationslotmaschine 1, 52.

— Untersuchungen der Gezeiteit.
Harmonische Analyse der Ge-
zeitenbeobachtungen II,213ff.

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584 Register.

Thomson, Maschine zu r Vor aus -
berechnung der Gezeiten und
zur Analyse der Flutkurven
II, 224,

— Erklärung d. Gezeitenströme
im englischen Kanal II, 2;U.

— Gezeitenphänomene in der
Nordsee II, 2ZlL

— untersucht zuerst die ab-
lenkende Kraft der Erdrota-
tion in ihrem Effekt auf die
Gezeiten II, 253.

cit. n, m asi am

Thomson, Sir Wyville 1^

— Isothermobathen 1^ 245.
cit. HL 8& 244 25L 2h-L
2ML 214,

— - s. auch „Porcupine" und
„Lightning".

Thomson- Kücken s. Wyville-
Thomson-Rücken.

Thone am Meeresboden ßfi f .
11 f . 8fi ff. 114 ff . 12L

Thorpe, Untersuchungen über
die Ausdehnung des Meer-
wassers durch die Wärme L
143 ff.

Thorsminde II, 240.

Thrakische Bucht, Strömung in
derselben II, 467.

Thren-Insel L 334.

Throndhjem II, 4M.

Thronion II, 116,

Thucydides, Bericht über See-
bebenwellen II, 11h. f.

Tiefe Rinne L, löh*

— — Temperaturverteilung in
derselben I^ 2ftL

Tiefen-Indikator von Massey 1,57.
Tiefen Verteilung der Ozeane und

Einzelmeere 1^ 51 ff. 22 ff .
Tieflotungen , Ergebnisse der

neueren 1^ 52 ff.
Tiefseelotapparate ^ 53 ff •
Tiefseethermometer von Miller-

Casella L 2M f. 242, 328.
« ML

Negretti-Zambra Ij239ff.

328.

Tiefseethone, Beschaffenheit and
Vorkommen 1^ II f .

— Vorkommen im Atlantic ^

ms.

Pazific L, 114 ff.

„Tigreß*, Dampfer IL 436.
Timor L Ulf. UiL 300 f. 314 f.

II, fi3.
Timorsee II, 424.
Tinetzkysee, Salzsee, sein Salz*

gehalt ^ 17jL
Tino IL, 462.
Tiree, Insel II, 94.
Tizard, T. beste Routen

zwischen "den Häfen von

Australien, China und Japan

I, 195,

— Temperaturverteilung im At-
lantic 1^ 25Ü f. 251L

— Temperaturen im Pazific L,
276. 2&L 3Q&

— Temperaturm essungen in und
bei dem Kurosiwo auf dem
„Challenger« ^ 283.

— Untersuchung des Wyville-
Thom80n-Rücken8 II, ä£> f.
2Ü2 f.

— 8. auch „Knight Errant'.
Tocantins, Sprungwelle im II,

22&
Tokio L 22,

Tonga-Archipel L> 4iL II, 48S f.

Tongatabu L, 68.

Tongkin, Eintagsfluten im Golf
von n, 22Q f.

Torell, Otto II, 454,

Tornöe, Untersuchungen über
die im Meerwasser enthaltene
Luftmenge L, 136 ff. 827,

— Messungen des spezifischen
Gewichtes im Europäischen
Nordmeer L 158. 327.

— Abhängigkeit des spezifischen
Gewichtes von der Tiefe 1^
160. 327.

Torresst raße L, 23 Anm. 4. 42a
188. 195. 300. m U, LiL
483. 487. 509.

— Iiiinke in der T. I, 4S.

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Register.

58*

Tortugas, Höhe der eintägigen
und halbtägigen Gezeiten II,
208.

Totes Meer, Salzgehalt desselben

I, 12&
Tote See II, £L
Toulon ^ 92. 264.

— Springflut in T. vor den Sy-
zygien auftretend IL 219.

Towson, Bewegung der Eis-
Jberge im Südatlantic Lj 386.

Toynbee, Messungen des
spezifischen Gewichtes des
Meerwassers L IM f.

— Arbeit über die Aequatorial-
zone des Atlantic L 191 f.
222 ff. 230 f.

— Arbeit über die das Kap der
guten Hoffnung umgebenden
Meeresteile I, l&L 21L 22ü,
.II, 47L

— Brandung von St. Helenall,

m. laß,

— Untersuchung des Agulhas-
stromes II, 471 f. 475.

— cit. II, 8k 4LL 479.
Trapani, Marrobbio bei II, 149 IT.
„Travailleur", franz., Expedition

unter wissenschaftlicher Lei-
tung von Milne- Edwards L,
32. Iß f.

Travailleurplateau I^ 76.

Travemünde 1^ 12& IL, 219.

Travers, cit. II, 506.

Träbuehet 8. „La Capricieuse 4 .

Treibeis I, 363. 375. 382 f.

Treibendes Eis I. 377.

.Trent", Kapt. Franklin, Tem-
peraturmessungen im Kord-
meere L 341.

Treptow II, 306,

Triest L, 23L

— Golf von T. L üfL
Triftfläche II, M> f. s. Wind-
foche.

Triftströmungen II, 62. 340 ff.
Trinidad L> 7E
Trinidadkanal ^ 42.
Trinidadtiefe L, IE

Trinitybai I. 8Q, II, 19&
Tripolis I, 93.

Tristan da Cunha L 26, 52± 24*
78. 88. 2ML II, 95, 446 f.

502.

„Triton", engl., wissenschaftl.
Leiter John Murray. Expe-
dition in der Farö-Shetland-
Rinne ^ 323,

Trochoide II, 4 f. 8 f .

Trochoidentheorie der Wellen-
bewegung II, 4 ff. 44 ff.

Tromper Wieck II, 513,

Tromsöfjord 1^ 264«

Tropenzone , Verdunstung des
Meerwassers in der II, 2SiL

Tropische Leeküsten , warmes
Wasser derselben II, 311 f.

— Luvküsten, kaltes Auftrieb-
wasser an denselben II, 307 ff.

Tropische Wirbelstürme 1, 216 ff.

— Orkane, „pyramidale Seen* in
ihrer zentralen Stille II, 83.

Truxillo II, im 5Q&
Tschifu L> 128,

Tschuktschenland II, 4ti£ 498.
Tsien-tang, Sprungwelle im II T
276 f.

Tsu-shima-Strömung II, 5QÜ f.
Tunesien II, 516.
Tung-hai s. Ostchinesisches Heer.
Tunis Ij 93,

— Küste von II, 148.

— Golf von II, 51iL

„Tuscarora", Kapt. Belknap, Er-
forschung des Stillen Ozeans
L, 5Ü, 65, 101 f . 104. löß f .
112, 126. 22ß ff. II, £14* 320.

Tuscaroratiefe, enthält die größte

Meerestiefe L 102 f.
„Tuskinaw" 8chiff II, 506,
Tyndall, Ursache der blauen

Farbe des Wassers I, 180 f.
Tyrrhenisches Meer, Unterschied

der Flutgröße an Ost- und

Westseite II, 255.

— — Strom Verhältnisse in dem-
selben unklar II, 467.

ed by Google

:»s<>

Register.

ü.

Uebertragungswellen II, 24 ff.

12& 253 ff. m. f.
Uferwälle L> 4&

Uglamie, amerikanische Polar-
station II, 462.

Unidrehungsthermometer 1^241.

Umeä I, 169.

Unalaschka ^ IDE

Unselbständige Meeresräume 1^
2L

— — Einteilung derselben nach
Krümmel 1^ 21 f .

Unst, Shetland-Insel, Klippen-
brandung bei U. II, 8£L
Untiefen L^ 4L

— Farbe des Meerwassers in
ihrer Nähe ^ im

Ural I, 21ä

Urt II, 270.

Uruguay II, 444.

Usiglio, Versuche über die bei
Abdampfung des Meerwassers
zurückbleibenden Produkte
L 133..

U. St. Coast Survey 1^ 42,

— — — — Geologische Karte
des Meeresbodens an den
Küsten der Vereinigten Staa-
ten L 66,

— Auf Veranlassung

derselben Tiefseelotungen im
Golf von Mexiko und im
Antillenmeer L> 2fL

-

T.

Valdivia, Erdbeben von V. !L Nov.
1837 von Stoßwellen beglei-
tet II, 11£

— II, 509.

Valencia II, 15L 199,
-.Bai von L> 8& II, Di-
„Valorous", engl., Kapt. Loftus
Jones, Begleiter Gwynn Jef-
fries. Lotungen in der Davis-
straße I, 82 ff.

„ Valorous", Temperaturmessun-
gen im Arktischen Ozean L,
317 ff.

Valparaiso L, 2L TL 294.

— j&her Abfall der Küste bei
V. I, 64. 107 f.

— Erdbeben 1822 von Stoßwel-
len begleitet II, 112.

— Oberflächentemperaturen in
V. II, 3UL

Vancouver II, 491.
Vancouver, Vermessung der
Küsten von I^ 42,

— II, 492 f.

Vandiemenstraße II, 493 f.
Vanguardbänke II, 481 f.
Varangerfjord 1^ 331.
Varberg II, 303,
Vardö I^ 33L

Varemus, Bernh., seine Kennt-
nis der Meeresströmungren U,
328, 33L 338 f. 34L 355,
398. 510 f.

Vasco de Gama II, 328.

„Vega% Nordpol- Expedition un-
ter Nordenskjölds und Pa-
landers Leitung. Lotnngen i m
Sibirischen Eismeere I, 124.

— Bestimmung der Dichte des
Meerwassers an der sibiri-
schen Küste 1^ 162.

— Temperaturmessungen 1,349 ff.

IL, 222, 224,

— Eisverhältnisse bei Serdze-
kamen 1, 370.

— Beobachtungen von Strö-
mungen im Sibirischen Nord-
meere II, 458.

— L 361,

— deutsch, Kapt. Leopold, Tem-
peraturmessung im südindi-
schen Oststrom II, 476.

Vegesack II, 264 f. 271.

Venedig, Golf von IL, 46L

Ventimiglia IL, USL

„Vdnus*, franz., Kapt. duPetit-
Thouars , Temperaturbeob-
achtungen über und an
Bänken II, 3Ö2.

Bd by Googl

Register.

587

, Venus", Strombeobachtungen

im Pazific II, 495 f. 498,
Veracruz 3L OL II, 204,
Ve r b e e k , Stoß wellen beim Aus-
bruche des Krakatau II, 12Ü f.
Verbindungsströme II, 325*
Verdunstung des Meerwassers Lj

145 f. 218 f. II, 294 ff.
Vereinigte Staaten L, 214, 22L
322, II, 425 f. 436.

— — Wässertem peraturen an
der Ostküste 1^ 269, 225 f.
289.

— — Brandung an der Ostküste
II, 94.

— — Hafenzeiten für die Ost-
küste II, 19L 211 f.

— — mittlerer Wert der halb
monatlichen Ungleichheit an
der Ostküste II, 2Q2,

— — tägliche Ungleichheit an
der Ostküste II, 2ü2,f.

Verrill II, 514,

Vertikalzirkulation der Ozeane
i im f. 244, II, 281 ff.

— die polare Herkunft

des Tiefen wassers II, 2S1 ff.

Versetzung von Wasser-

maesen durch Unterschiede
des Salzgehaltes. Einwirkung
der Verdunstung und starker
Niederschlage II, 294 ff.

— — — vertikaler Ausgleich
des Windstaus II, 3QQ f.

— — — kaltes Auftriebwasser
an den tropischen Luvküsten
ü, 302 ff.

— — — warmes Wasser der
tropischen Leeküsten II, 311 ff.

— — — Windstau- und Auf-
triebzonen höherer Breiten
II, 318 ff.

Vesteraalen, steiler Abfall der
Küstenbänke bei I, 123.

— L 334. 337 ff.
Vestmanö II, 456.

Vesuv, Stoßwellen vom Aus-
bruche im Jahre 1879 IL, 116,
Yetch, J., Kapt. II, 94,

Vevey II, IM,
Vibe II, 4&L

Victoria, Küste von II, 425 f.

— (Vancouver-Insel) IL, 497.
Viktorialand ^ 30^ 122. II, 503.
Vilaine, Bore in der II, 21*1

228.

Villafranca I, HL
Vincent-Pingon, Sprung welle im
IL, 27t).

„Vinet»*, Kapt. Graf v. Monts,
Beobachtung eigentümlicher
Färbung des Meerwassers L
128,

— Messung niedriger Küsten-
temperaturen bei Panama II,
492,

Virginische Inseln , Korallen-
schlamm bei denselben 1. 68*

L 2ftL

Viti-Inseln II, 403,

Vlieland II, 242.

Vlissingen II, 2M, 237.

fl Vöringen", norw., Kapt. Wille,
Tiefsee-Expeditionen im Eu-
ropäischen Nordmeere unter
wissenschaftlicher Leitung
von Prof. Mohn. Ergebnisse
derselben L 122, 135 f. 158.

322 ff. II, 28L 2SL 294,

Vogel, Analyse der Bestand-
teile des Meerwassers L, 127.

Voisin-Bey II, 432, 512, &ÜL

Volumeter L 14L

Vorderindien , Regenverteilung
L 220,

Vossius, Isaac, seine Kenntnis
der Meeresströmungen IL,
328 f. 33L 336. 339 f. 341 f.
352,

Vytrinitza II, LLL
W.

Wagner, Kapt., cit. II, 480,
Wagner, Volumen der Erde
I, 62,

Waigatsch-Insel L 124, SML
Walfischbai II, 32k

ed by Google

588

Register.

Walker, Wellenmessungen von

II, 45,

Walker Inlet II, 462.

Wallace, Alfred Rüssel, gegen
die Hypothese eines lemuri-
schen Kontinents I, 120.

— Brandung in der Lombok-
straße II, £L

Wallich L 69,

Wallis-Insel I, 184,

Wangeroog, Grenze für das Vor-
dringen des Sandes seewärts
II, ÜTL

Wasserschöpfapparate 1^ 141 f.
Waaserschöpfapparat von Haies,
von Parrot verbessert 1, 328.
Wasserstandsmessung IL, 1G2 tT.
Watten 46,

Weber, Brüder, Experimente
über Wellen und Wellen-
bewegung II, 14 f. 23. 25.
30, 35. 62. 65.

— — Theorie der Entstehung
der Wellen II, 65 f . 59.

— — Auflaufen der Wellen
gegen steile Uferböschungen
H 85,

Theorie der Stoßwellen

II, 124 ff. IM*

— — Untersuchungen über ste-
hende Wellen II, 121 f. 141 f.
199

— cit. II, 6, 53 Anm. 65. 125 ff.
134.

We b e r, L., Untersuchungen über
die Temperaturen des Ge-
frierpunktes und des Dich-
tigkeitsmaximums des See-
wassers I, 235 ff»

Wed Sus II, ML

Weichsel 1^ 46. 180. II, 419
Anm. L

Weißes Meer, Teil des Arktischen
Mittelmeeres. Tiefe desselben

— — Areal 1^ 23 Anm. L

— — Dichte und Salzgehalt 1^
162.

— — Benennung I, 177.

Weißes Meer, Temperatur I,

848.

L 28, 382.

Wellen II, 1 ff .

— Orbitalbewegung der Waaser-
teilchen II, 2 f. 6 ff. Orbital-
gesch windigkeit der Wasser-
teilchen II, 6. 13- 16s

— Trochoidentheorie der Wel-
lenbewegung II, 4 ff.

— Theorie der W. in tieferem
Wasser II, 6 ff.

— Periode der Welle II, & 11 f.

m ff . 42 ff. 62, 65, &L 123 f.

Messung der W.periode II,
31 f.

— Fortpflanzungsgeschwindig-
keit der Welle II, 6. 11 ff. 12,
Messung derselben II, 23 ff.

— Wellenlänge II, ß. 11 ff. 42 ff.
62 ff . 86 ff . 130,

— Messung der W.länge II, 32 ff.

— W.höhe II, 6. Iii 26 ff. äü ff.

m

— Messung derselben II, 39 ff.

— Theorie der W. in flachem
Waaser. Experimentell, 13ff.

— Uebertragungswellen II. 24 ff.

— Einselwellc II, 24 f.

— die Dimensionen der Meeres-
wellen II, 35 ff.

— forcierte oder gezwungene
und freie W. II, 3L 61 f. 74,
79. 88. 205. 34Q. 512.
„Dünung" und „See* II, 36 f-

— Messungen von Paris 43 f.
Walker, Stanley, Sco-

resby u. a. 45 f.

— längste und größte W. II, 46 ff.
- mittlere W.höhe II, 49 ff.

— W.höhen der Nebenmeere II,
5L

— Skala zur Abschätzung der
W.höhen II, 5L

— W.gruppen II, 52.

— Entstehung der W. und ihre
Abhängigkeit vom Winde II,
53 ff.

— die Entstehung der W.II, 55 ff.

jd by Google

Register.

580

Wellen, Steigerung derW.höhe
durch den Wind IL, £Q ff.

— Umformung der W. durch
den Wind II, 62 ff.

— Untersuchungen über W. länge
von Lieut. Paris II, 62 f.

— Einfluß des Seeraums auf die
W.höhe II, 65 f.

der Windstärke auf die

W.höhe II, 62 ff.

— Einfluß der Windstarke auf
die Geschwindigkeit der W.
II, 24 ff.

— Abschwächung der W. durch
Fremdkörper II, 8Q ff.

— Brecher und Roller. Bran-
dung II, 82 ff.

— Umgestaltung der W. bei Ab-
nahme der Was sertiefe II,
81 ff.

— Seebeben- oder Stoßwellen
II, 114 ff.

— stehende W. II, 132 ff.

— Formel für stehende W. von
Merian IL 139 ff.

— Bewegung derWasserteilchen
in stehenden W. II, 140 f.

— Seiches in Schweizer Seen
und stehende W. des Euri-
pus II, 142 ff.

— stehende W. von Malta und
Algier II, 142 ff.

— W.theorie auf die Gezeiten-
Ströme angewendet IL 224 ff.

Wellendynamometer von Steven-
son IL 85, 98,

— Versuche mit demselben II,
ÖS f.

Wellenfurchen am Meeresboden

II, 30, 82 ff.
— Entstehung derselben

II, 322 ff.
Wellenhöhe a. Wellen.
Wellenkarten, sy noptische II, 79.
Wellenlänge s. Wellen.
Wellen maschine IL, 3 £
Wellen messer II, 40 ff. 44*
Wellen periode s. Wellen.
Wellenprofil II, 4,

Wellenrinnen II, 14.
Wellingtonkanal L 354, 379,
Weltmeer, Areal I, 23,

— mittlere Tiefe L> 62,

— Volumen I, 62.
Werner, Kapt. s. „Ariadne".
Weser L 26, 46, 11, 161.240. 247.

— Flufigesch welle der W. II,

264 f. 262, 22L 215,
Westafrikanisches Becken L, 75.

22.

Westaustralische Strömung II,
474,

Westerland auf Sylt EL, 24k
Westerwyk 1^ 169.
Westfjord 1^ 881.
Westgrönlandstrom II, 434 f.
Westindien 1^ 212, IL, 3Q5, 385.
391. 409. 429. 447.

— Stoßwellen von dem Erd-
beben von Lissabon II, 118.

— westindische Inseln haben
innerhalb derselben Stunde
Hochwasser II, 211.

Westindische Tiefe 1, 24. II, 210 f.

— — tiefstes Depressionsgebiet
des Atlantic I, 75.

Westliche Azorenrinne ^ 74 ff.

n, 212,

Westmeer, Benennung des be-
kannten Teils des Atlanti-
schen Ozeans im Altertum

I> 14,

We8twindtrift oder nordatlan-
tische Ostströmung IL 425 ff.

— im Indischen Ozean II, 424 11".

— oderKuro-Shio-Trift 11,495 ff.

— — südpazifische Ostströmung
II, 503 ff.

Wetterprognose L 212.
Weyer, cit. Ii, 222 f.
Weymouth II, 224,
Weyprecht, Temperaturen im
Barentsmeer L, 345 ff.

— Untersuchungen des Polar-
eises I, 3£Q f. 363 ff. m ff.
381 £

— s. auch „Isbjörn" und „Te-
getthoff 8 .

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590

Register.

Wharton, Dichte und Salzge-
halt des Schwarzen Meeres
L 122.

— Strömung im Bosporus und
in den Dardanellen II, 298.
2Ü9 Anm. L

W he weil, von ihm Bezeich-
nung „ halbmonatliche Un-
gleichheit" II, im

— W.s Gezeitentheorie II, 187 ff.
219,

— Flutstundenlinien II, 188 ff.

— Karte der Flutstundenlinien
H, 23k

— von W. Bezeichnung »ver-
besserte Hafenzeit" II, 222.

White, W. cit. II, £L HL 42*

Whitby n, 243. 251.

Wiek, Kraftleistung der Wellen
im Hafen von II, 100.

Wickede, v., s. „Elisabeth".

Widersee, Ausdruck der See-
leute II,

Wiebeking, cit. II, 252,

Wieliczka, Steinsalz von ^ 133.

Wight II, 223 f. 5UL

Wiker Bucht II, 6£L

Wilczek, Graf, s. „Isbjörn".

Wild, konstruiert Temperatur-
kurven 1^ 246 ff. 25L

— Temperaturen in und bei dem
Kurosiwo 1^ 283 f.

— vertikale Temperaturvertei-
lung im Pazific ^ 805.

— cit. IL 392, 48CL

„ Wilhelminc", holländ.Walfisch-
fahrer, Trift derselben 1, 379.

Wilhelmshaven L 4ß, 203, II,
220.

— tägliche Ungleichheit der Flut
in W. II, 202.

W il k e s , Lotungen im Indischen
Ozean I, 118.

— Entdeckung von festem Land
im südlichen Polarmeer 1,121.

— Temperaturmessungen im
Antarktischen Ozean I, 357.

— Messung der Wellenhöhe nach
W. II, 3S f.

I Wilkesland L ££L

Wille, Kapt., s. „Vöringen*.

„Willem Barents", Temperatur-
messungen im Barentsmeer
L 342, 34L

Williams, Jonathan, cit. II, 285.

Willson, Vertreter der Spiral -
theorie der Wirbelstürme L,
218.

Winde L, 139 ff.

— Einteilung der Windstärke
L 200, II, 08,

— Abhängigkeit des Windes von
der Verteilung des Luftdrucks
L 2ÖL

— Cyklonen und Anticyklonen
L 202,

— Gebiete der Passate und west-
lichen W. L, 2Q3.

— Zone der veränderlichen W.
und Windstillen I, 201,

— verschiedene Verteilung der-
selben über den Ozeanen I^
205 ff.

— im Atlantischen Ozean L 205 tf.
Stillen Ozean 1^ 207 ff.

— — Indischen Ozean L> 202 ff.

— in den beiden Polarmeeren
L 211 f.

— barometr. Maxim a und Mi-
nima und deren Fortschrei-
ten über die Erde L> 212.

— Geschwindigkeit und Wege
der barometr. Minima oder
Depressionen ^ 213 f.

— Stürme I, 214 ff.

— Einfluß Q*es Windes auf die
Wellen s. Wellen.

Windlipper II, (ML

Windfläche II, 3fiö f.

Windstau, vertikaler Ausgleich
desselben IL 300 ff.

Windtheorie der Meeresströmun-
gen II, 341 ff.

Windward-Passage , Tiefenver-
hältnisse ^ 8£ f.

— unterseeischer Bergrücken
zwischen Cuba und Haiti L
267. IL 39L

ed by Google

Register.

591

Wintermeer Lj 178.
Winyahbai U, 192,
Wirbelstürrae L 215.

— tropische W7 oder Orkane I,
21fiff.

— Zirkulartheorie der W. durch
die Spiral theorie verdrängt
I, 218.

Wissenschaftliche Kommission
zur Untersuchung der Deut-
schen Meere in Kiel ^ 164.
166.

Witte, E., cit. II, 223. 367.

Wittstein, Farbe des Wassers
L 115.

Wlädiwostock II, 500.

Wojeikoff, das Antarktische
Meer liefert vorzugsweise kal-
tes Wasser zur Vertikalzirhu-
lation der Ozeane II, 290.

— ii, m

Wolf, Jul., spezifisches Gewicht
im Sizilisch-Jonischen Meere

t im

— spezifisches Gewicht im Adria-
tischen Meere 1^ 121.

— Untersuchungen über die
Durchsichtigkeit des Meer-
wassers Ij 184 f.

— Temperaturmessungen im
Adriatischen und Sizilisch-
Jonischen Meere I^ 2fifL

— Maximalhöhe der Wellen im
Mittelmeere II, 5L

— cit. I, 361. 325.
Wolf, Th., cit. II, 310 f.
Wood, Kapt., Durchsichtigkeit

des Meerwassers L, 188.
WrangeMnsel I, 28, 124, 4-6Q.
Wrangeil, v. II, 458.
Wüllner, cit. II, 59,
Wüllerstorf, v., Trift des

„Tegetthoff" n, 458 f.
„Wyville- Thomson -Rücken" I,

322 f. U, m 433, 4üL äLL

— Wellen auf demselben II,
91.

— auf dem tiefsten Sattel ist
eine wirkliche Strömung des

Boden wassers vorhanden II T
292 ff.

Y.

Yang-tse-kiang Ij 126.

— mittlere Abflußmenge L> 131.
Yedo (Jedo) II, IIS.
Yedobai I, 283. II, 493 f.
Yesso s. Jesso.

Yokohama I, IIS. 222. 283 f.

Young, Thomas, Gezeitentheo-
rie von II, 182 f. 192. 196.219.

Yukatan L> 4L 98, II, 390.

Yukatanbänke 1^ 92 f .

Yukatan 8 trafie , Tiefenverhält-
nisse der I± 98,

— h 101. 267^11. 204. 415. 422.

„Yukon", amer. , Temperatur-
messungen unter W. IL Dali
in Beringstraße und -Meer I,

Ij^O f

Yule, cit. II, 328.

Z.

Zahnküste II, 404, 413, 492.
Zambra s. Negretti.
Zante I, 170.

„Zel^e*, franz., Weltumsegelung.
Beobachtung von Luft- und
Meerestemperaturen I^ 226.

— Strombeobachtungen im Pa-
zifik II, 49Q f.

Zehngradfelder oder Quadrate

I, 190 ff.
Zenitbflut s. Gezeiten.
Zentralamerika 8. Amerika.
Zirkulation, vertikale Z. der

Ozeane 8. Vertikalzirkulation.
Zirkulartheorie d. Wirbelstürme

l m

Zöppritz, Unregelmäßigkeiten
des Meeresniveaus durch
Massenverschiebungen 1^ 34,

— - Temperaturen des Gefrier-
punktes und des Dichtigkeits-
maximums des Meerwassers
I, 235 ff.

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:>92

Zopp ritz, chemische Aende-
rung des Seewassers beim
Gefrieren I, 359.

— über seine Darstellung des
Windstaus II, 301. 320 ff.

— widerlegt die Theorie, die
in der Erdrotation die maß-
gebende Ursache der Meeres-
strömungen sieht II, 336.

— seine Windtheorie der Meeres-
strömungen II, 342 ff.

I

ZöppriU,Untersi
Stromteilung II,

— Ii, 154 Anm. 1. 162 Anm. 1 .
166 Anm. 1. 281 Anm. 1. 30
Anm. 1.

— cit. I, 3. II, 363.
Zugangsbreiten I 22.
Zululand, Küste dc^telben itt

Brandungsküste 94.
Zusammen^
Gezeiten.

■

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I

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■crlpps Institution ol oceanography

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Universily o( Cilifornia, San Diego

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