Wirkung der Erdrotation auf Konvektionsströme. 487 



Kehren wir nun zu unserer Dichtigkeitsfläche zurück, so kann diese 

 nur dann einem stationären Zustande entsprechen, wenn außer dem de- 

 fällewinkel i, der Schwerkraft und der ablenkenden Kraft der Erdrotation 

 auch eine Strömung, wie angenommen von der Stärke v, vorhanden ;^i 

 Aus der Gleichung 2 co v sin 9 = g<p tang i folgt v == (gtp tang i)/(2 o) sin f ). 

 eine Formel, die mit der früher gegebenen (S. 466) identisch ist, dabei 

 dem sehr kleinen unter 1" liegenden Winkel tang i = sin i wird, i^jeser 

 Strom führt dann, wie eingangs angenommen, an den Isohypsen v3er 

 Dichtigkeitsfläche entlang, und nicht einfach die Böschung abwärt.^ /in 

 der Fig. 135 von 0' nach 0), was nur geschähe, wenn keine Ablenkui^t 

 durch die Erdrotation eingriffe, wie wir das anfangs für das StromnK'dei! 

 Fig. 134, S. 481 auch angenommen hatten. Aus früheren Erörterungen 

 (S. 466) wissen wir, daß im tiefen Meere auch bei hinzukommenden Rei- 

 bungswiderständen die Stromrichtung für die obere Schicht entlang den 

 Isohypsen der Dichtigkeitsfläche festgehalten und nur bei seichteren 

 Meeren eine Komponente in der Richtung des Gradienten wirksam wird. 

 Gehen wir nun von dem im zweidimensionalen Schnitt betrachtete^' 

 Meeresbecken zu solchen von drei Raumdimensionen über, so haben w'n- 

 es wesentUch mit folgenden zwei entgegengesetzten Typen zu tun. 



Zunächst lassen wir in einem ganz oder fast ganz von regenreiclu-n» 

 Land umgebenen Meeresgebiet, rings an den Küsten entlang, Wasser von 

 geringer Dichtigkeit eine Anschwellung der Dichtigkeitsfläche hervorrufen, 

 so daß allgemein der Gradient von den Küsten nach der Mitte des Beckens 

 hin gerichtet ist: dann werden die Strömungen im stationären Zustande 

 stets eine Anordnung zeigen, wie sie für Luftbewegungen als c y k 1 o n a 1 

 bezeichnet wird. So haben wir in der Nordsee an der Ostküste Schott- 

 lands und Englands Strom nach Süden, entlang den Küsten von Belgien, 

 Holland und Ostfriesland einen solchen nach Nordosten, entlang der West- 

 küste der Cimbrischen Halbinsel nach Norden und südlich von Norwegen 

 Strom nach Westen. Ähnliche Anordnungen kommen auch sonst in den 

 kleineren Nebenmeeren der höheren Breiten vor (die Ostsee, das Schwarze 

 Meer, die Adria, das Japanische und Ochotskische Meer gehören hierzu); 

 doch tritt insofern eine Störung der reinen Konvektionsströme auf, als 

 diese Nebenmeere häufig der Schauplatz auch cyklonal angeordneter 

 Luftströmungen sind und infolgedessen die tatsächlich wahrzunehmenden 

 Meeresströmungen aus zwei in gleichem Sinne wirkenden Konstituenten 

 ihre Energie zugeführt erhalten. 



Der zweite Typus zeigt in der Mitte eines ^leeresraums die Säule 

 leichteren Wassers und von dieser nach außen hin überall wachsende 

 Dichtigkeit: es würde das in völlig ungetrübter Ausbildung zu einem 

 anticyklonalen Strombild führen. Die irdischen Meere bieten 

 uns jedoch nur partielle Entwicklungen eines solchen dar, am besten wohl 

 um die an Regen und Schmelzwasser reiche Insel Island herum, die an 

 ihrer Nordseite Strom nach Osten, an der Südseite solchen nach Weste- 

 zeigt. Auch die Südspitze Grönlands mit dem um Kap Farvel herum 

 schwenkenden Ostgrönlandstrom könnte als Beispiel eines anticyklonalen 

 Bruchstücks aufgefaßt werden, ja man könnte fast behaupten: wie die 

 großen Inseln sind die Kontinente als Ganzes ein Zeniinm anticyklunalrr 

 Strombewegung. Solche Landflächen wie Island und (Jrr)nland neigen aber 



