256 G. Castens, Untersuchungen über die Strömungen des Atlantischen Ozeans. 18 
3. der Umstand, daß die von den polaren Meeren zur äquatorialen Zone „hinkriechenden“ Tiefen- 
ströme nicht wie die aus dem Stauwasser sich bildenden Unterströme unter dem Äquator 
sondern in etwa 20° nördlicher Br. zusammentreffen; das Schott’sche Zirkulationsschema 
deutet dies Zusammentreffen und einen daraus folgenden Auftrieb — etwa bis zum Unter- 
strom hin — sogar erst in den nördlichen Roßbreiten an d.h. dort, wo von oben her ein 
Sinken des Wassers stattfindet, 
4. das Seite 249 über die Tiefsee-Sprungschicht Gesagte. 
Schott selbst macht keinen Unterschied zwischen beiden Stromarten, doch will mir scheinen, als 
ob er eine gewisse Unklarkeit hierüber läßt. Sein Zirkulationsschema läßt nach meiner Meinung, wie aus 
dem unter 3. Gesagten hervorgeht, einen arktischen Tiefenstrom erkennen, der noch unterhalb eines aus 
den Stauwassern der mittleren Breiten sich bildenden Unterstromes dahinkriecht. Der nach dem Schema 
im Nordatlantischen Ozean schon in 1000 m Tiefe, wo noch Temperaturdifferenzeu bis zu 4° vorhanden 
sind, einsetzende Unterstrom enthält offenbar nur atlantisches Wasser, während von etwa 2000 m an nach 
Schott‘) „ein ausgiebiger Tiefenstrom auch von hohen nördlichen Breiten, zumal aus der Baffinsbucht“ 
— also mit arktischem Wasser — „äquatorwärts zieht.“ Dann aber müssen wir nach meiner Ansicht auch 
zwischen beiden Strömungen nach der Herkunft ihres Wassers unterscheiden. An anderer Stelle®®) betont 
Schott wiederum, daß die Unterströmung „nur wenig Wasser des eigentlichen Polarmeerbeckens führt, sondern 
hauptsächlich aus allmählich im Vertikalkreislauf niedergesunkenem atlantischen Wasser besteht.“ Ganz 
deutlich läßt nach meiner Meinung das genannte Schema vor allem im Südatlantischen Ozean einen 
Unterschied zwischen dem antarktischen Tiefenstrom und einem bereits in etwa 800 m Tiefe einsetzenden 
Unterstrom erkennen. Auf die antarktische Strömung Bezug nehmend hebt Schott hervor), daß man nicht 
eine solche einseitig vom Südpol kommende anzunehmen habe, sondern daß „vom Norden“ — also wohl 
aus dem arktischen Meer — „ebensogut wie vom Süden in der Tiefe Wasser äquatorwärts sich bewegt“. 
Für unsere Untersuchungen hat die Entscheidung der den vorstehenden Erörterungen zu Grunde 
gelegten Frage den Wert, daß sie die Möglichkeit bietet, daraus einen Schluß zu ziehen auf die Dichte- 
anordnung in den großen Tiefen des Ozeans, aus denen Messungen des spezifischen Gewichts noch nicht 
vorliegen. Ist von 600 bzw. 400 m ab bis zum Meeresboden ein einheitlicher Unterstrom vorhanden, so 
haben ‚wir uns die von 1700 bzw. 6--700 m ab erfolgende Abnahme der Dichte-®n-Differenzen in den 
einzelnen Tiefenhorizonten bis zum Meeresboden fortgesetzt zu denken d.h. in nur wenig größeren Tiefen 
bereits fast völlige Gleichmäßigkeit der Werte Ih und des durch sie bedingten Druckes zu erwarten. 
Zu beachten ist nın, daß die den obigen Tafeln entnommenen Tiefenzahlen für die Dichteanordnung 
nur die Verhältnisse wiedergeben, wie sie etwa im Durchschnitt unterhalb des Nord- und Südatlantischen 
Oberflächen-Stromkreislaufes bestehen. Schon die Tafel auf S. 251, läßt erkennen, daß die Tiefenlage der 
Schicht geringster Ih-Differenzen offenbar wechselt (vgl. oben die Temperatursprungschicht der Tieisee 
und ferner die Abhängigkeit der Grenzfläche von der Gesamttiefe nach der Mohn’schen Formel!), Auch 
wird sich natürlich nicht in jedem durch einen Meeresteil gelegten Querschnitt bezw. bei jeder beliebigen 
Zusammenstellung von Stationen eine Schicht geringster Yn-Unterschiede berechnen lassen, ebensowenig 
wie jeder Querschnitt auf Grund der Dichteanordnung Strömungen erkennen läßt. 
Nach den vorausgegangenen Untersuchungen über die Tiefenlage der Schicht des „Zusammen- 
rückens der Isothermen“ wie derjenigen der „geringsten Ih-Differenzen“ werde ich die „Grenzfläche“ für 
die Berechnung der Werte der Dichtigkeitsfläche im Nordatlantischen Ozean in 650 m, im Südatlantischen 
in 450 m Tiefe annehmen. Über die Wahl der Grenzfläche in der Äquatorialsee s. S. 257 Mitte. 
Die Niveauzahlen berechnet Mohn nach der Formel: 
_ J44b-h 1 SS | 
El  easn) Tea I Ih] 
wo die Symbole folgendes bezeichnen: dh ist die zu berechnende Niveauhöhe; 9 die geographische 
Breite der Station, deren Niveauhöhe berechnet werden soll; h die Tiefe der Grenzfläche in Metern; 
8 X,5S.193. 89)X 5154 7X, S. 170. 
