Dr. Joachim Blüthgen: Die Eis Verhältnisse des Bottnischen Meerbusens 
41 
Die einzige Veränderung des Eisgürtels besteht in der mehr oder weniger raschen Stärkezunahme. Wenn 
man danach die Kulmination der Vereisung in den Küstengebieten feststellen will, so ergibt sich dafür die Zeit 
von Mitte bis Ende März; 1916/17 nahm das Eis sogar bis zum 6. April noch zu, erst danach machte sich eine 
Abnahme geltend. Die Zunahme im Frühjahr kann natürlich, um die schmelzende Wirkung der Sonneneinstrah 
lung aufzuheben, nur durch sehr strengen Frost geschehen, während im mathematischen Mittwinter dafür nur 
eine wesentlich geringere Kälte erforderlich ist, wie allein schon aus der frühen Vereisung hervorgeht (vgl. oben). 
Die maximale Dicke des Eises zur Zeit der Kulmination beträgt nach einigen Meldungen durchschnittlich 
80—90 cm, nur in strengeren Wintern steigt sie auf 100 cm. 
Inwieweit beim Zustandekommen des Küsteneisgürtels auch Grundeis beteiligt ist, dessen Vorhandensein 
Ackermann (1891) anzunehmen glaubt, möchte ich unentschieden lassen. Die geringe Tiefe wäre dafür an sich 
günstig. 
Im April, z. T. auch schon im März, beginnt das Eis endgültig an Stärke zu verlieren. Ausschlaggebend 
dafür ist zunächst nur die Einstrahlungswärme am Tage, die Luft und Wasser über bzw. neben dem Eise oder in 
dessen Nähe erwärmt, während die Eisfläche selbst den größten Teil der Strahlen reflektiert. Da der Tagesbogen 
der Sonne in der Zeit des Eisganges bereits sehr lang ist, kann die nächtliche Austrahlung oder die Zufuhr polarer 
Kaltluft diesen täglichen Wärmeüberschuß nicht mehr völlig wett machen, so daß also der Zerfall des Eises vor 
sich geht. Zyklonale Winde, die gelegentlich eintreten, vermögen dann an einem gewissen Zeitpunkt, den man 
analog der „Eisreife“ als „Schmelzreife“ bezeichnen kann, das poröse Eis aufzubrechen, dies wird zum Teil auch 
durch den Eisgang der Flüsse besorgt, da diese in der Regel wegen der rascheren Erwärmung des Festlandes eher 
aufbrechen. 
Als Termin für das Aufbrechen des Küsteneises kann man Mitte bis Ende Mai annehmen, selten reicht das 
eigentliche Festeis noch bis in den Juni hinein; etwas anderes ist es mit dem Verhalten des Meereises außerhalb 
der Schären, worauf an anderer Stelle eingegangen sei. Namentlich Kemi scheint am längsten vereist zu sein, 
indem nach den finnischen Berichten hier der durchschnittliche Eisgang etwa auf den 7. Juni fällt. 
An dem Aufbrechen des Eises können sich aber auch Wasserstandsschwankungen beteiligen, die z. B. am 
15./16. Mai 1915 die letzten Festeisreste an der Küste aufgebrochen haben. Im Hochwinter dürften Wasserstands 
schwankungen hier nicht die gleiche Wirkung haben, da dann ein Einbiegen eher als ein Abbrechen zu erwarten 
ist, lediglich das sehr poröse Eis im Frühjahr bricht leicht ab. Diese Beobachtung kann man in unseren deutschen 
Gewässern jedes Jahr machen. 
Es fehlt jedoch auch nicht an Tatsachen, die einen frühzeitigen Aufbruch des Eises verhindern; so können 
Packeiswälle am Rande des Festeisgürtels, die noch dazu vielfach auf dem Grunde festsitzen, dessen Aufbruch 
verhindern. 
Starke Bewölkung im Verein mit kalten Nordostwinden wird ebenfalls nachteilig auf den Schmelzvorgang 
wirken und die Eisbedeckung verlängern. Da im Frühjahr Winde zwischen N und E vorherrschen, die aus dem 
Eismeer kalte Luft herantransportieren, wird natürlich zunächst eine Erwärmung verzögert, die Verzögerung ist 
demnach nicht auf das Eis der Bottnischen Wiek selbst zurückzuführen (vgl. auch später). Andererseits haben 
diese Winde die Wirkung, in dem Nordostwinkel der Bottenwiek das Küsteneis aufzubrechen und meerwärts zu 
verfrachten, so daß demnach eine Begünstigung der finnischen Seite des hier besprochenen Gebietes während des 
Eisganges gegeben ist. 
Wenn die mechanischen Vorgänge ausgeschaltet sind, und nur die Sonneneinstrahlung wirksam ist, ge 
schieht es sehr häufig, daß das Schmelzen von der Küste unmittelbar aus beginnt. Die Ursache dieses Phänomens 
liegt darin, daß sich das Land rasch erwärmt hat, desgleichen auch das Schmelzwasser entlang der Küste, so daß 
dadurch von der Küste aus das Eis am meisten angegriffen wird. Auf diese Weise erhalten wir eine Erscheinung, 
die in Übersetzung des schwedischen Ausdrucks „landlöshet“ hier mit „Landlösung“ bezeichnet sein mag. Die 
Karte über die Eislage vor Toppila am 25. Mai 1923 (vgl. Abb. 36) zeigt eine solche Erscheinung. Starke Eis 
bildung im Winter und Verspätung des Eisganges infolge anderer Ursachen begünstigen die Ausbildung einer 
derartigen Eislage. Über die Folgen dieser Landlösung sei folgendes gesagt, was hier über den Raum des Küsten 
gebietes allerdings noch hinausgeht, in diesem Zusammenhang jedoch behandelt werden muß: 
Die über dem Lande stark angewärmte Luft streicht über das Küsteneis und wird dort großenteils ihre 
Wärme abgeben, da das Küsteneis sie zum Schmelzen aufbraucht. Das weiter meerwärts gelegene Eis erreichen dem 
nach Luftmassen, deren unterste Schicht erheblich abgekühlt ist, so daß dort die Wirkung hinsichtlich des 
Schmelzens nur noch gering ist. Da die Lufttemperatur über dem mit Eis gefüllten Meer sowieso noch niedrig 
ist, muß sich dadurch ein Aufgleiten der warmen Luft über die kalte unterste Schicht ergeben. Dies wieder be 
dingt häufige Nebelbildung, die ihrerseits die Einstrahlung über dem Meere vermindert. Trotzdem im Juni 1917 
sehr hohe Temperaturen über dem Lande herrschten, hielt sich über dem Meere das Eis noch bis in den Juli. Am 
6. Juli wurde noch bei Tauvo und Brahestad im Meere Eis gesichtet. 
Diese Erklärungsmöglichkeit für die „Landlösung“ des Eises in strengen Wintern zeigt somit eine Verkettung 
von Einflüssen, wie sie nur für einige wenige Fälle zutreffen kann. Granquist (Ilavsforskningsinst. Skr. 50) hat 
diese Erklärung für den Winter 1916/17 ausführlich dargelegt; in anderen Wintern hat sich eine so extreme 
Wiederholung dieses Falles nicht gezeigt, obwohl „Landlösung“ auch in anderen Wintern beobachtet wurde, die 
aber nie zu einer so langen Dauer des Eisvorkommens im Meere führte, so daß auch die Gründe für die Erhaltung