508 I^as Eis im Meer. 



Unter diesen Umständen wird sich der von J. Stefan eingeschlagene 

 Weg empfehlen, aus vorhandenen Beobachtungen des Wachstums von 

 Eisdecken im Meer die obige Gleichung in der Form aufzulösen, daß 

 man h^ = Atz setzt und die Konstante Ä bestimmt. Ist dies geschehen, 

 so kann man aus Ä=:2k: Xo einen angenäherten Wert für k (das Wärme- 

 leitungsvermögen) aufstellen. Aus zahlreichen Beobachtungsreihen i) von 

 englischen Expeditionen im amerikanisch- arktischen Archipel (1829 bis 

 1853) und den Temperaturmessungen während der zweiten deutschen 

 Nordpolfahrt (1869 — 1870) mit zusammen rund 50 Einzelbestimmungen 

 vermochte Stefan einen Mittelwert für A = 10.092 zu berechnen, wobei 

 der Tag als Einheit für die Zeit (z) gilt. Setzen wir diesen Wert in die obige 

 Gleichung ein und weiter a = 0.92, X = 52, so ergibt sich h = 0.0028 

 (für qcm und sec.) als thermischer Leitungskoeifizient, was nur als erste 

 Annäherung 2u gelten hat. Der hier gewonnene Koeffizient reiht sich also 

 den von Forbes und de la Rive für das reine Eis angegebenen der Größen- 

 ordnxmg nach an. Im übrigen zeigt sich, daß hierin das ozeanische 

 Wasser von seinem Eise um das Doppelte übertroffen wird (oben S. 280). 



Die Formel ^^ = 10.092 i5 2; gestattet, uns unter den vorher aus- 

 gesprochenen vereinfachenden Annahmen die Wirkung mehr oder weniger 

 intensiver und lang andauernder Frostperioden leicht klar zu machen. 

 Für eine durchschnittliche Erniedrigung der Temperatur unter den Ge- 

 frierpunkt des Seewassers mn 5^ erhalten wir für eine Frostperiode von 

 100 Tagen eine Eisdicke von 71 cm, für 200 Tage aber von 100 cm. Beträgt 

 die Temperaturerniedrigung 20^, so hätten wir nach 100 Tagen eine Eis- 

 stärke von 142, nach 200 Tagen von 201, nach 300 Tagen von 246 cm. 

 Bei einer Erniedrigung der Temperatur um 50^ aber erhielten wir nach 

 100 Tagen Eis von 225, nach 200 Tagen von 318, nach 300 Tagen von 

 389 cm. Aber die der Formel zu Grunde liegenden Voraussetzungen 

 werden, wie gleich zu zeigen ist, in der Natur nicht erfüllt sein; jedoch 

 wäre eine Schlußfolgerung, daß einwinterige Schollen kaum mehr als 2, 

 höchstens 3 m Dicke erreichen dürften, mit den Aussagen erfahrener 

 Polarforscher im Einklang. Wenigstens für die Nordpolarregionen haben 

 sich Fr. Nansen und E. v. Drygalski so geäußert, während der letztere 

 dem einwinterigen Eise der antarktischen Meere kaum 1 m bis höchstens 

 P/2 m zugesteht 2). Dieser Unterschied zwischen beiden Pojarregionen 

 beruht ebensowohl auf den niedrigeren Temperaturen der arktischen 

 Regionen, wie auf dem geringeren Salzgehalt des Meerwassers. Im all- 

 gemeinen sind unmittelbare Beobachtungen solcher einwinterigen Eis- 

 bildungen selten, da das Eis auch an den Küsten und in den Fjorden stets 

 in Bewegung ist und daher wie durch die häufigen Schneefälle, die eine 

 schützende Decke liefern, der Gefrierprozeß leicht an regelmäßigem Fort- 

 schreiten gehindert wird. Vor allem aber kommt überall auch die Unter- 

 lagerimg durch wärmere Schichten in Betracht, die also von unten her ihre 

 Wärme gegen die Unterfläche des Eises wirken lassen. Wenn das Eis 

 eine gewisse Dicke erreicht hat, tritt so ein Gleichgewicht zwischen der Aus- 

 kühlung von oben und der Wärmezufuhr von unten her ein, und infolge 



') Vollständig wiedergegeben in Ann. d. Hydr. 188], S. 1. 

 2) Zum Kontinent des eis. Südens S. 368. 



