Die örtliche Verteilung der gelösten Kohlensäure. 311 



Der Überschuß ist verhältnismäßig gering im Bodenwasser über Glabi- 

 gerinen- imd Pteropodenschlamm, mäßig über den abyssischen Sedimenten, 

 sehr stark bei dem Kalkschlick der australasiatischen Tiefenbecken, am größten 

 bei dem Diatomeenschlamm vom Südpolarkreis. Von Radiolarienboden stammt 

 nur eine Probe aus dem westlichen Teil des Marianengrabens (Station 225 mit 

 8184 m), woselbst die Alkalinität = 28.03 cc um 1.38 cc größer ist, als nach 

 dem Salzgehalt (34.63 Promille) zu erwarteji. Dittmar') hat durch eine be- 

 sondere Rechnung gezeigt, daß, wenn man den für des Bodenwasser gegenüber 

 dem Oberflächenwasser erhaltenen Überschuß an Alkalinität auf Kalk um- 

 rechnet, man 0.0075 CaO für 100 g Salz erhält, d. h. fast genau denselben 

 Betrag (0.0073), den ihm die direkte Analyse der Meeressalze zu Gunsten des 

 Tiefenwassers gegenüber dem Oberflächenwasser ergeben hatte. 



Von Tiefenwasserproben der Gazelleexpedition hat Oskar Jacobsen 

 15 vollständig analysiert, einige andere hat er wegen nachträglich gebildeter 

 Niederschläge gleich verworfen. Auch unter den übrigen fallen zwei mit un- 

 erhört hohen Alkalinitäten auf: Station 161 und 162 (im Atlantischen Ozean 

 nahe dem Äquator) mit 35.6 und 42.1 cc, d. h. um 8.7 und 14.85 cc zu viel. 

 Als Mittelwert für die übrigbleibenden 13 Bodenwasser aus 1555 bis 5170 ra 

 berechnet sich eine Alkalinität von 28.14 mit einem Salzgehalt von 35.5 Pro- 

 mille, was um 0.9 cc über normal wäre. Im Vergleich zu dem Oberflächen- 

 mittel (26.52 cc bei 35.19 Promille) ist also auch hier eine starke Zujiahme 

 der Alkalinität am Boden unverkennbar. 



Alle diese Alkalinitätsbestimmungen sind leider noch zu spärlich und 

 auch gewiß mit Fehlern behaftet, so daß es voreilig wäre, andere Folgerungen 

 daraus zu ziehen, als solche, die Anregungen zu liefern geeignet sind. 



Untersuchen wir nunmehr das Auftreten der gelösten Kohlen- 

 säure selbst, so ergibt sich als ein bedeutsamer, im Wasser selbst wirk- 

 samer Einfluß die Temperatur. Von dieser ist die Absorption aus der 

 Atmosphäre unmittelbar abhängig, wie folgende von A. Krogh für ein 

 Seewasser von 35.19 Promille bestimmten Absorptionskoeffizienten neben 

 den gleichzeitig für das reine Wasser (nach Bohr und Bock) aufgeführten 

 erkennen lassen. 



O^' 5° W 15" 20^ 25« 30'' 



Seewasser: 1.41 1.17 0.99 0.85 0.74 0.65 0.57 



Raines Wasser: 1.71 1.42 1.19 1.02 0.88 0.76 0.67 



Die Differenz des Koeffizienten gegenüber dem bei reinem Wasser 

 wird, wie man sieht, bei den höheren Temperaturen geringer, sie ist bei 

 30^ nur ^s so groß, wie bei 0°. Für die zwischenliegenden Salzgehalte 

 wird eine einfache Interpolation nicht gerade genaue Werte liefern. Wie 

 A. Hamberg auf Grund von Chlomatriumlösungen folgert, erhält man den 

 Koeffizienten für 26.6 und 17.8 Promille, indem man die für 35.1 Promille 

 geltenden mit 1.05 und 1.10 multipliziert. 



Hieraus ergibt sich ohne weiteres, daß die warmen Meere wenig, 

 die kalten aber viel Kohlensäure aufnehmen können. Das Quantum selbst 

 aber hängt von der Spannung oder Tension der Kohlensäure ab. In 10 000- 

 Teilen des Atmosphärendrucks wird, nach A. Krogh, in seinem Seewasser 

 von 35.18 Promille (und der auffallend niedrigen Alkalinität von 22.72), 

 die Spannung der Kohlensäure für 15° und außerdem der Gehalt an 



') a. a. O. S. 136. Dittmar bezieht die Alkalinität auf 55.43 g Chlor. 



