,''. Die Sprungschicht der tropischen Meere. rg, 



konvektiver Zirkulation im Laufe des Jahres infolge von Temperaturänderungen zu stände 

 kommen, aber der hierauf zu gründende thermische Effekt wird immer nur sehr klein sein. 



Viel sicherer läßt der Einfluß der Verdunstung des Oberflächenwassers auf einen 

 konvektiven Wasseraustausch sich nachweisen; dieser Einfluß erscheint auch groß genug, um 

 nennenswerte Gewichtsunterschiede des Wassers herbeizuführen. Durch Verdunstung wird das 

 Seewasser sehr schnell und in hohem Betrage salzreicher 1 ), die hierdurch schwerer gewordenen 

 'Wasserteilchen werden in die Tiefe absinken und ihre Wärmemenge tieferen Schichten mitteilen 

 bis zu einer scharfen Grenze, die in dem Momente erreicht ist, in welchem das specifische 

 Gewicht des absinkenden Wassers gleich demjenigen des übrigen Wassers in situ wird. Leicht 

 ist zu übersehen, daß diese untere Grenze oder Tiefe, bis zu welcher ein auf der Verdunstung- 

 basierender Wasseraustausch sich erstrecken kann, abhängig ist von dem Verhältnis zwischen dem 

 Salzgehalt des Oberflächen- und Tiefenwassers, aber auch und besonders von den Temperaturunter- 

 schieden zwischen beiden Wasserschichten. Dort, wo eine mächtige warme Schicht die obersten 

 Niveaus eines Meeresgebietes darstellt, kann durch Verdunstung schwerer gewordenes Wasser 

 viel tiefer absinken, wird also auch die Sprungschicht viel tiefer liegen als in einem Meeresteil 

 in welchem sehr niedrige Temperaturen bis nahe zur Oberfläche heranreichen. 



Für den letzteren Fall wählen wir als Beispiel die Gegend südlich von den Kap Verdischen 

 Inseln auf etwa io° N. Br. und 20" W L., das Grenzgebiet zwischen dem Nordäquatorialstrom 

 und dem Guinea-Strom ; für den ersteren Fall können die Verhältnisse eben westwärts von den 

 Nias-Inseln bei Sumatra dienen. 



I. Nordatlantischer Ocean. 



Auf Grund der leidlich bekannten geographischen Verteilung des Salzgehaltes der Meeres- 

 oberfläche *) darf man annehmen, daß der Salzgehalt an der von uns in das Auge gefaßten Stelle 

 von normal 34,5 %o auf höchstens 36,5 %o durch Verdunstung im einzelnen Falle steigen wird; 

 dem Tiefenwasser ist nach verschiedenen, hier gut übereinstimmenden Messungen ein Salzgehalt 

 von 35,2 °/oo zu geben. Die Temperaturen (t°), welche aus unseren Karten (Taf. IX bis XII) ent- 

 nommen werden können, betragen für o m : 26°,o, für 50 m : k/'ö, für 100 m : i5°,o. 

 Hieraus berechnet sich 1 ), von der Druckkorrektion abgesehen, 



die Dichte \S '^) des Oberflächenwassers bei 34,5 %o = 1,02275, De i 36,5 %o = 1,02429; 



die Dichte (S-z) des Tiefenwassers bei 3 s, 2%« «, 



v 4 7 JJ Iturioom =1,02610. 



Man sieht, daß das salzreicher gewordene Oberflächenwasser nicht einmal bis so 



m 



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Tiefe wird hinabsinken können; wenn man aber t= 2 2°,5 setzt, so wird 5t des Tiefenwassers 



4 



= 1,0242g = 5— des schweren Oberflächenwassers. Die Temperatur von 22°,$ nun findet man, 



wie eine graphische Behandlung der Temperaturserie ergiebt, bereits in 25 m Tiefe: nur bis zu 

 höchstens 25 m Tiefe würde also unter den angenommenen Konstanten der 

 von der Verdunstung herrührende konvektive Wasseraustausch sich erstrecken 

 können. 



i) Vergl. hierzu § 40 und Schott in „Forschungreise zur See", Peterm. Mitteil., Ergänzungsheft No. [09, S. 23, Gotha i8<)3. 

 z) Vergl. hierzu § 40 und Taf. XXXIII. 

 31 Vergl. § 42. 



