516 Das Eis im Meer. 



das Zentralbecken verläßt, 12 700 cbkm; es wäre das ungefähr x jd der 

 Packeismenge, die im Zentralbecken aufgehäuft ist, wenn wir diesem ein 

 Areal von 8 Mill. qkm, eine Eisbedeckung von 7 /s und die gleiche durch- 

 schnittliche Eisstärke von nur 5 m geben wollen. Ein zweiter Schollen- 

 eisstrom ergießt sich aus der Baffinbai, indem er das Eis der westlich von 

 Grönland gelegenen Fjordstraßen, sowie das der Westgrönlandfjorde nach 

 Süden entführt. Geben wir ihm bei seinem Austritt in die Davisstraße 

 200 km Breite und sonst die gleichen Eigenschaften, wie dem Hauptstrom, 

 so fördert er im Jahre nur etwas über 5000 cbkm. Schätzen wir nun noch 

 das Treibeis, das zwischen Spitzbergen, der Bäreninsel und Nowaja Semlja 

 dazukommt, auf 2000. cbkm, so werden auf diesen Wegen zusammen der 

 nordatlantischen Stromzirkulation, wenn wir diese bis ins norwegische 

 Nordmeer hinaufreichen lassen, etwa 20 000 cbkm Scholleneis über- 

 antwortet, das im Jahre wegschmilzt 1 ). Wir werden bei Darstellung der 

 Meeresströmungen die Ursachen kennen lernen, die an der norwegischen 

 Küste bis über das Nordkap hinaus auch im Winter kein Meereis entstehen 

 lassen, ebenso warum die Westküste Grönlands erheblich begünstigt ist 

 gegenüber der Ostküste. An der Murmanküste füllen sich nur die inneren 

 Fjordbuchten mit Wintereis, solches hat auch das Weiße Meer und das 

 östlich sich daranschließende Seichtwassergebiet bis nach Nowaja Semlja 

 hin, während kleinere Flächen der Barentssee auch im Winter offen bleiben, 

 obschon anscheinend nicht immer an denselben Stellen. — Die Süd- und 

 Westküsten Islands sind in der Regel ganz eisfrei, aber an der Nordostküste 

 erscheint vom Ostgrönlandstrom her im Frühling und Sommer mehr oder 

 weniger reichlich Scholleneis. Die Grenze desselben im norwegischen 

 Nordmeergebiet wird, wie die systematischen Untersuchungen von Ryder, 

 Garde und W. Brennecke 2 ) gezeigt haben, in entscheidender Weise von 

 den herrschenden Winden bestimmt: langandauernde östliche Winde 

 drängen das Scholleneis gegen die ostgrönländische Küste, und die Gewässer 

 auch im Norden von Island können dann im Mai ganz eisfrei sein, 

 wie es 1884 und 1889 geschah. Entgegengesetzt wirken andauernde 

 Nord- und Nordwestwinde, dL das Eis bis weit östlich von Jan Mayen 

 drängen, so daß es schon* mitten in der sonst eisfreien Gegend zwischen 

 dieser genannten Insel und den Lofoten erscheinen konnte, wie u. a. im 

 Mai 1891 (vergl. beistehende Skizze Fig. 69 nach W. Brennecke). Die 

 gleichen meteorologischen Ursachen liegen dem wechselnden Auftreten 

 des Scholleneises im Labradorstrom und an der Neufundlandbank zu 

 Grunde, nur daß hier, wie L. Mecking 3 ) gezeigt hat, starke Nordwinde 

 die Trift beschleunigen, so daß die Schollen schon im Februar und März 

 mit ihrer Hauptmasse bei der Neufundlandbank erscheinen, dagegen bei 

 schwächeren und anders gerichteten Winden sich bis in den Juni hinein 

 verspäten können. Doch tritt bei der Neufundlandbank das Meereis 



') F. J. Dorst, Petermanns Mitt. 1877, S. 175, gibt dem Scholleneis die 

 unzulässig hohe Durchschnittsdicke von 10 — 15 m, aber dem Zentralbecken nur ein 

 Areal von 3 Mill. qkm. 



2 ) Ann. d. Hydr. 1904, S. 49 ff., wo auch die ältere Literatur. Einen vor- 

 trefflichen Überblick geben jetzt die regelmäßigen Berichte von V. Garde im 

 Dänischen Meteorologisk Aarbok. 



3 ) Die Eistrift aus dem Bereich der Baffinbai. Veröff. Inst. f. Meereskde. 

 Berlin 1906, Heft 7, S. 119. 



