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von der amerikanischen Korvette Tuscarora in 48° 21' nördl. Br. und 155° 25' östl. L. am gemessen wurde. Oberfläche: 6,6,° 91 m Tiefe 0,4,° 183 m Tiefe 0,3,° 366 m Tiefe 0,7,° am Boden in 3500 m Tiefe - 0,4° C. Im Atlantischen Ozean zeigt die Grenzfläche der kalten Schicht eine deutliche Neigung von S. nach N. Der Challenger fand die 3° Temperaturfläche zwischen den Falklandinseln und Tristan d'Acunha in 1000 m, zwischen Salvador [* 2] und dem Kap der Guten Hoffnung in 1100 m, auf dem Äquator in 1800-2000 m, zwischen Bermudas und Madeira [* 3] nahe ebenso in 1800-2200 m.
Die Temperaturverhältnisse am Grund lassen folgende Zusammenstellung der in den verschiedenen Meeresteilen gefundenen niedrigsten Bodentemperaturen erkennen:
Östlicher Teil: niedrigste Temperatur °C. | Tiefe Meter | Mittlerer Teil: niedrigste Temperatur °C. | Tiefe Meter | Westlicher Teil: niedrigste Temperatur °C. | Tiefe Meter | |
---|---|---|---|---|---|---|
Nördlicher Atlantischer Ozean | 1,61 | 4526 | 0,92 | 4160 | 0.8 | 3482 |
Südlicher Atlantischer Ozean | 0.5 | 4252 | 0,43 | 5170 | -0.6 | 4892 |
Nördlicher Stiller Ozean | 0,34 | 3948 | 0.3 | 4636 | -0.4 | 3509 |
Südlicher Stiller Ozean | 0.7 | 4151 | 0,55 | 5303 | 0.6 | 4755 |
Indischer Ozean | -0.6 | 3566 | 0.7 | 4618 | 1.4 | 3475 |
1 In 2° 52' nördl. Br. | 2 In 0° 9' nördl. Br. | 3 In 2° 42' südl. Br. | 4 In 26° 22' nördl. Br. | 5 In 25° 5' südl. Br. |
Nicht minder auffallend wie die Temperaturen dieser Kaltwasserschicht ist die Verbreitung der darüber liegenden wärmern Wasserbedeckung. Im Atlantischen Ozean findet man in unmittelbarer Nähe und nördlich vom Äquator erstaunliche Temperaturabnahmen in den obern 100-200 m. So fand der Challenger in 12° 15' nördl. Br., 22° 28' westl. L.
Oberfläche | 25 Faden | 50 Faden | 75 Faden | 100 Faden |
---|---|---|---|---|
25.9° | 15.7° | 12.3° | 11.8° | 10.8° |
200 Faden | 300 Faden | 400 Faden | 500 Faden | |
9.3° | 7.8° | 6.2° | 5.0° |
Im nördlichen Atlantischen Ozean zwischen 30 und 40° nördl. Br. dagegen ist die größte Ansammlung warmen Wassers vorhanden, welche überhaupt im offenen Ozean angetroffen wird. Bis zu 600 m Tiefe findet man hier noch warmes Wasser von 15° und darüber. Dieses Reservoir warmen Wassers bildet die so überaus wirksame Wärmequelle für das gemäßigte Klima [* 4] Westeuropas bis nach Spitzbergen hinauf und wird von warmen Oberflächenströmen gespeist. Die Ursache der geschilderten Temperaturverteilung in den Ozeanen muß in den oben berührten Dichtigkeitsverhältnissen gesucht werden, welchen zufolge das von oben her abgekühlte Wasser stets in die Tiefe sinkt, während das von oben her erwärmte Wasser sich an der Oberfläche ausdehnt.
Das kalte Wasser wird infolgedessen in der Tiefe auch einen seitlichen Druck ausüben und sich in der ganzen Ausdehnung [* 5] des Meeresbeckens über den Boden hin auszubreiten streben. Ist dann eine solche Anordnung der kalten Wasserschichten erreicht, wie sie thatsächlich angetroffen wird, so ist ein äußerst langsames Zudrängen des polaren Wassers am Boden hinreichend, um diesen Zustand aufrecht zu erhalten und einer Erwärmung der tiefen Schichten in der heißen Zone von oben her das Gleichgewicht [* 6] zu halten.
Von der Annahme kalter Strömungen von meßbarer Geschwindigkeit in der Tiefe ist also ganz abzusehen. Das Zudrängen des polaren Wassers nach dem Äquator hin verrät sich aber dadurch, daß überall da die kältesten Bodentemperaturen angetroffen werden, wo in der Tiefe die freieste Kommunikation mit den Eismeeren vorhanden ist. Besonders deutlich zeigt sich dies an dem westlichen tiefen Teil des Südatlantischen Ozeans, wo sich Tiefentemperaturen unter 0° bis zum Äquator hin finden.
Ebenso deutet das Emporsteigen der kalten Schichten im nördlichen Teil des Indischen Ozeans und des Stillen Ozeans auf ein Nachdrängen kalten Wassers von Süden her in das gegen Norden [* 7] abgeschlossene Becken hinein. Da auch der Atlantische Ozean gegen das Nördliche Eismeer durch ein unterseeisches Plateau (von Grönland nach England verlaufend) abgeschlossen ist, so lassen sich alle drei Ozeane in Bezug auf ihre thermalen Verhältnisse als große Meerbusen des antarktischen Wassergebiets betrachten. Vgl. Polareis.
Die Temperaturverteilung in Binnenmeeren, welche bis zu einer gewissen Tiefe gegen den offenen Ozean abgesperrt sind, bietet den klarsten Beleg für den polaren Ursprung der niedrigen Bodentemperaturen. In solchen abgeschlossenen Becken übersteigt die Temperaturerniedrigung nämlich in keinem Fall diejenige, welche der Tiefenschicht auf der absperrenden Bodenerhebung zukommt. Nur wenn die Winterkälte des Ortes niedriger ist als die Temperatur dieser Schicht, kann die Temperatur noch um diese Differenz erniedrigt werden.
Solche Verhältnisse werden beobachtet im Mittelmeer, welches nur bis 350 m Tiefe mit dem Atlantischen Ozean in Verbindung steht, welcher Tiefe eine Temperatur von 14° C. im Atlantischen Ozean zukommt. Die Temperatur in den größten Tiefen des Mittelmeers [* 8] entspricht daher der Wintertemperatur der Luft (12,8-13,6°). Im Karibischen und im Mexikanischen Meerbusen sinkt ebenso die Bodentemperatur nirgends unter 4,4,° entsprechend der Tiefe auf dem absperrenden submarinen Rücken von 1500 m, während außerhalb dieses Rückens die Bodentemperatur noch um mehrere Grad sinkt.
Umgekehrt hat diese Erfahrung aus den beobachteten Tiefentemperaturen auf eine nicht direkt ausgelotete absperrende Bodenerhebung zu schließen gestattet, so für die Sulusee (s. Fig. 2), welche von 740 m bis zum Grund in 4700 m eine konstante Temperatur von 10-10,3° aufweist. Die Differenzen der Temperaturminima in den verschiedenen Teilen des Südatlantischen Ozeans (s. die Tabelle oben) u. a. sind ebenfalls auf solche submarine Bodenerhebungen zurückzuführen.
[Meeresströmungen.]
Ganz anders als die Wasserzirkulation in der Tiefe gestaltet sich die des Oberflächenwassers. In allen Ozeanen (vgl. die Karte) beobachtet man eine äquatoriale Strömung in der Richtung von O. nach W., welche sich im W., der Konfiguration der Küsten entsprechend, nach N. oder S. weiter verfolgen läßt (Nordatlantischer Ozean: Golfstrom, Südatlantischer Ozean: Brasilischer Strom, Stiller Ozean: Kurosiwo, Indischer Ozean: Agulhasstrom). Die primäre Ursache dieser Strömungen ist in den Passatwinden zu suchen. Diese beständig nach dem Äquator zu gerichteten und nach W. abgelenkten Luftströmungen treiben die zu Wellen [* 9] aufgeregte Oberflächenschicht in westlicher Richtung fort, und vermöge ¶
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der innern Reibung [* 11] der Flüssigkeit teilt sich dieser Bewegungsimpuls nach der Tiefe hin mit. Wie in neuerer Zeit Zöppritz nachgewiesen hat, ist dieser Fortpflanzung der Bewegung nach der Tiefe hin keine Grenze gesetzt, und wenn der Wind nur lange genug anhält, so gerät allmählich die ganze Wassermasse in Bewegung, bis ein stationärer Zustand erreicht ist, bei welchem von der Oberfläche nach der Tiefe eine stetige Geschwindigkeitsabnahme bis zum Ruhezustand am Grund besteht.
Freilich sind ungeheure Zeiträume erforderlich, um eine tiefe Wasserschicht in einen solchen Bewegungszustand zu versetzen, in 100 m Tiefe würde erst in 239 Jahren die halbe Oberflächengeschwindigkeit erreicht sein, und 200,000 Jahre stetig wehenden Passats wären erforderlich, um einen 4000 m tiefen Ozean in den stationären Bewegungszustand zu versetzen. Aber ebenso langsam, wie die Bewegung eindringt, wird sie auch abgegeben; zeitweilige Windänderung beeinflußt nur die oberste Schicht, und die mittlere Windrichtung bestimmt die allgemeine Wasserbewegung in dem betreffenden Meeresgebiet. So finden wir im Bereich der Passatwinde die regelmäßigsten Strömungen nach W. gerichtet, im Bereich der vorherrschenden Westwinde schwächere Ostströmungen (man bezeichnet Strömungen allgemein nach der Richtung, nach der sie hinströmen). Im Bereich der Monsune, also der halbjährlich ihre Richtung wechselnden Winde, [* 12] aber beobachtet man in Übereinstimmung mit der Windtheorie im allgemeinen alternierende Strömungen. Wo die Strömungen die Küste treffen, verzweigen sie sich, dem Lauf der Küste folgend, und wo zwei einander entgegengerichtete Küstenströme sich treffen, vereinigen sie sich zu einem von der Küste fortfließenden Strom.
Von Bedeutung für die Theorie der Meeresströmungen [* 13] ist ferner der Einfluß der Erdrotation. Dieser Einfluß äußert sich in einer Ablenkung des Stroms nach rechts auf der nördlichen, nach links auf der südlichen Halbkugel, sobald die direkte Erregungsursache zurücktritt. In hohen Breiten nimmt der Einfluß der Erdrotation zu und gibt sich deutlich daran zu erkennen, daß Strömungen, welche das Land zur Rechten (auf der nördlichen Halbkugel) haben, sich an die Küste dicht anlehnen, während umgekehrt diejenigen, welche das Land zur Linken haben, von demselben abschwenken.
Dem entsprechend findet man in hohen Breiten (über ca. 40°) an den Westküsten warme, an den Ostküsten kalte Strömungen, während in niedern Breiten unter dem Einfluß der Passate und der Westwinde und dem Gesetz der Stromverzweigung entsprechend an den Westküsten kalte, dagegen an den Ostküsten warme Strömungen angetroffen werden. Diese Verhältnisse machen die Meeresströmungen zu einem wichtigen Faktor bei den klimatischen Verhältnissen der Kontinente. Über die Einzelheiten betreffs des Verlaufs der Meeresströmungen vgl. die einzelnen Ozeane.
Während so der große Kreislauf [* 14] der ozeanischen Strömungen sich auf gemeinsame Ursachen zurückführen läßt, müssen für die Erklärung von Strömungen in begrenzten Meeresbecken noch andre Verhältnisse in Betracht gezogen werden. Zuweilen ist es der Unterschied im spezifischen Gewicht, welcher einen lebhaften Wasseraustausch zwischen dem Ozean und den Binnenmeeren zur Folge haben kann. Über einem Unterstrom dichtern Wassers findet sich dann ein entgegengerichteter Oberstrom leichtern Wassers von geringerm Salzgehalt. So fließt das stark verdünnte Ostseewasser an der Oberfläche aus über einem eingehenden salzhaltigern Unterstrom. Beim Mittelmeer dagegen wird ein starker eingehender Oberflächenstrom in der Straße von Gibraltar [* 15] bemerklich, und ebenso ist dort ein salzhaltigerer Unterstrom in entgegengesetzter Richtung nachgewiesen.
Die Geschwindigkeit der Meeresströmungen im offenen Ozean übersteigt kaum jemals 80 Seemeilen in 24 Stunden (1,7 m in der Sekunde), erreicht also nicht die mittlere Geschwindigkeit des Rheins bei Koblenz [* 16] (1,9 m pro Sek.) oder der Donau bei Wien [* 17] (1,8 m pro Sek.). In Meerengen und namentlich da, wo Ebbe und Flut oder große Flüsse [* 18] mitwirken, sind allerdings vereinzelt Stromgeschwindigkeiten von 6-8 Seemeilen in der Stunde (3-4 m pro Sek.) beobachtet. Die großen äquatorialen Meeresströmungen weisen eine mittlere Geschwindigkeit von 10-20 Seemeilen in 24 Stunden auf.
[Meereswellen.]
Die Meereswellen, welche vom Wind erregt werden, erlangen im offenen Ozean, wo die Wassertiefe ihre freie Entwickelung nicht hemmt, sehr bedeutende Dimensionen. Nach den Versuchen im kleinen teilt sich die Wellenbewegung [* 19] bis in Tiefen mit vom 350fachen der Wellenhöhe. Eine 10 m hohe Welle (vom höchsten Punkte des Wellenbergs zum niedrigsten Punkte des Wellenthals gemessen) würde also in flacherm als 3500 m tiefem Wasser schon durch Reibung am Grund beeinträchtigt werden.
Damit hängt dann auch zusammen, daß selbst im Südlichen Ozean in dem Gebiet beständiger heftiger Westwinde zuverlässige Beobachtungen keine größern Wellenhöhen als 15 m ergeben haben. Scoresby fand dort nur 12,2 m, Wilkes bei Madeira 9,7 m, Cialdi gibt als Maximum 10,4 m (bei der Insel Ouessant). Über die Länge (von Kamm zu Kamm gemessen) gehen die Angaben stark auseinander, unter dem direkten Einfluß eines Orkans erreichen die Wellen eine beträchtliche Steilheit, aber das 10fache der Höhe wird wahrscheinlich stets überschritten. Man hat Wellenlängen von 400 m in der Bucht von Viscaya, von über 800 m am Äquator gemessen.
[* 10] ^[Abb.: Fig. 2. Temperaturverteilung in dem unterseeisch abgeschlossenen Meeresbecken der Sulusee. (Messungen des Challenger Okt. 1874.)] ¶