540 I^iß Wirkung des Windes. 



Fjorden sind sie sicherlich nicht selten, wie schon das mehrfach beob- 

 achtete Schaumband erweist. Aber schon in den größeren Wasserflächen 

 der Nebenmeere, wo starke Wellenbewegung oder Gezeitenströme die 

 Wasserschichten rasch durchmischen und so scharfe Schichtgrenzen un- 

 möghch machen, werden wir sie kaum erwarten dürfen; am wenigsten im 

 offenen Ozean, wo die hier allein in Betracht kommenden thermischen 

 Sprungschichten doch im Grunde genommen eine sehr theoretische Ab- 

 straktion vorstellen (s, Bd. I, S. 395). Ist in der Ostsee das Wetter einige 

 Tage hindurch ruhig, so bilden sich Schichtgrenzen; dann fehlt aber der 

 Wind, der innerhalb der Schichten die horizontalen und an den Küsten 

 die vertikalen Stromkomponenten hervorbringen könnte. Tritt Wind 

 auf, so vermischt der Seegang in kurzer Zeit die Schichten, und damit 

 werden auch die Stromkomponenten des Experimentalschemas ausbleiben. 

 W. E k m a n hat außerdem darauf hingewiesen, daß die in Fig. 163 am 

 Schaumband S untertauchenden Wassermassen ihre Energie sehr rasch 

 im Keil a aufbrauchen, da von ihnen die Zirkulation in dem Keil a zu be- 

 treiben ist, und nur unter der Bedingung, daß in der Schicht h selbst 

 ein Druckgefälle gegen a hin besteht (durch Dichteunterschiede z. B.), 

 kann die verbrauchte Energie stetig ergänzt werden. Die von Sandström 

 versuchte Anwendung der Schaumbandtheorie auf Verhältnisse im freien 

 Ozean (z. B. rings um Island) ist darum als unzulässig anzusehen. 



Der von Sandström vernachlässigten Wirkung der Erdrotation auf 

 diese Vorgänge im mehrfach geschichteten Wasser ist Walfrid E k m a n 

 seinerseits nachgegangen^); wir können aber darauf verzichten, uns 

 näher damit zu beschäftigen, da die hierfür als Beispiele anzuführenden 

 Meeresströmungen nicht bekannt sind und schwerlich noch gefunden werden. 

 Im allgemeinen zeigt sich, daß diese Schichtung die Strombewegungen ver- 

 stärkt, außer wo der Wind senkrecht oder ungefähr senkrecht gegen die 

 Küste weht. Wichtiger ist der besondere Fall, wo entlang einer Küste 

 eine keilförmige Schicht von dünnem Landwasser, die in sich selbst ho- 

 mogen sein mag, auf einer Seewassermasse von normalem Salzgehalt ruht 

 und nun der Wind eingreift. Nennen wir den Winkel y die Neigung der 

 Grenzfläche zwischen beiden Schichten, Ap die Dichtedifferenz zwischen 

 beiden, Vq die Geschwindigkeit des vom Winde erregten reinen Triftstroms, 

 a den Winkel zwischen Windrichtung und Küste und po die Dichte der 

 Oberflächenschicht, so wird nach Ekman: 



2p.«;v„sin!o - . , , , 0.0000000019 p« w l/ sin 9 ,,. , 



sinY =—^ -, ^ Ä; sin (c — a) oder —^ — — . k (sin c a), 



' (7. Ap Ap 



nach Einführung von 9^ = 980, w = 0.0000729 und Vq = 0.019 w/l/ sin 9, 

 wo w die Windgeschwindigkeit bedeutet. Hier bedeuten Je und c Kon- 

 stanten, die von der Tiefe der Oberflächenschicht abhängen; wenn wir 

 auch hier die Reibungstiefe einführen, so ist für d = D, k = 2.8 und 

 c = 90°. Als Beispiel gilt die norwegische Küste unter der mittleren 

 Breite ^ = 65 ". Setzt man den Wind ziemlich schwach, also w = 400 cm 

 p. S., a = 45" nach links von der Küstenrichtung und d = 0.5 D, so wird 



1) Ann, d. Hydrogr. 1906, S. 578 und Taf. 36. Diese Ausführungen fehlen in 

 der englischen Abhandlung, ermangeln aber noch der Beweise in mathematischer 

 Hinsicht. 



