580 Annalen der Hydrographie und Maritimen Meteorologie, Dezember 1906. 
flächengeschwindigkeit vergrößert, falls nicht der Wind zur Küste senkrecht oder 
nahe senkrecht weht. Die Vergrößerung wird um so beträchtlicher, je tiefer 
die Oberflächenschicht und je allmählicher der Zuwachs des spezifischen Gewichtes 
mit der Tiefe ist. 
Fragen wir nun, in welchem Maße ein gewisser Wind imstande ist, eine 
leichte Oberflächenschicht gegen eine Küste aufzustauen, so hängt die Antwort 
wesentlich von vier Umständen ab, nämlich von der Windstärke (Tangential- 
druck T), der Windrichtung relativ zur Küste, dem Dichtigkeitsunterschiede 
zwischen den verschiedenen Wasserschichten und endlich der Tiefe d der Ober- 
flächenschicht im Vergleich zur Reibungstiefe D., Wir nehmen vorläufig an, daß 
die Oberflächenschicht homogen sei. Aus den Berechnungen, auf welchen 
die Konstruktion der Figuren in Tafel 36 beruhen, geht dann hervor, daß 
sin v0 ODE sin (© — @), 
wo y die Neigung der Grenzfläche zwischen den beiden Schichten, q’—q der 
Dichtigkeitsunterschied zwischen den beiden Schichten, V, die Oberflächen- 
geschwindigkeit des von dem tatsächlichen Winde erregten reinen Triftstromes, 
& der Winkel zwischen der Windrichtung und der Küstenrichtung (von der 
letzteren nach links gerechnet) sind, und wo w, %, g dieselben Bedeutungen wie 
vorher haben, q ist annäherungsweise gleich der Dichtigkeit der Oberflächen- 
schicht. k und ec sind Konstanten, deren Werte von der Tiefe d der Ober- 
flächenschicht abhängen, Sie sind für d = 0.1 D, k== 4.1, c = 54°; für d = 0.25 D, 
k=2,7, c = 65°; für d = 0,5 D, k = 2.75, ce = 78°; für d =D oder größer, k = 2,8, 
c=90°, Indem man für Vy den Ausdruck (5) S. 539 und für g und ww seine 
Werte 980 und 0.0000729 einsetzt, hat man 
sin % — 0.0000000019 q h Vsin gp_, Kan — 
q—d 
Nehmen wir z. B. den Fall einer Windgeschwindigkeit von 4m p. Sek. 
(also h = 400) außerhalb der norwegischen Küste an (9 = 65°. Der Wind mag 
45° links von der Küstenlinie gerichtet und d = 0.5 D sein. Wir haben dann 
k sin (c — a) = 1.5, was ungefähr ein mittlerer Wert dieser Größe ist. Ferner 
nehmen wir q'—q=0.001 an. Dies soll also der Unterschied zwischen den 
mittleren spezifischen Gewichten der Oberflächenschicht und der unteren Schicht 
sein; die Tiefe der ersteren kann mit dem gewählten Werte von q’—q nicht groß, 
höchstens 50 m, sein, Unter den gemachten Annahmen wird sin y= 0.0011. Die 
Oberflächenschicht sollte also, wenn sie an der Küste 50 m tief ist, schon 45 km 
außerhalb der Küste verschwunden sein, Selbst ein ziemlich schwacher Wind 
genügt also, um das in geringen Mengen vorkommende sehr leichte Oberflächen- 
wasser dicht an die Küste zu pressen, falls die Windrichtung eine‘ solche ist. 
Wenn aber eine entgegengesetzte Windrichtung herrscht, so wird das Küsten- 
wasser weit ins Meer gefegt, wo es durch die Wellenbewegung usw. allmählich 
mit dem Seewasser gemischt wird. 
Betrachten wir nun die Atlantische Nordostpassattrift. G. Schotts 
Längenschnitt durch den Atlantischen Ozean (»Valdiviaexpedition«) gibt uns 
einen Querschnitt durch diesen Strom. Der Schnitt zeigt eine Anhäufung von 
warmem Wasser in der Mitte des nordatlantischen Stromkreises, wodurch ein bis 
zu etwa 2500 m Tiefe sich erstreckendes Solenoidfeld entsteht. Wir wollen 
der Einfachheit halber annehmen, daß Dr. Schotts Schnitt in der Richtung 
des größten Gefälles der isothermen Flächen in dem besprochenen Gebiete 
gelegt ist, und daß diese Flächen längs des Stromkreises in allen Tiefen horizontal 
verlaufen. 
Betrachten wir den Teil des Schnittes, der zwischen 10° und 20° N-Br. 
liegt, also das eigentliche Gebiet der Nordostpassattrift, und wo auch die meisten 
Solenoide sind, Infolge Sandströms Berechnung!) sind hier in den obersten 
50 bis 100 m 1800 Solenoide, die das Oberflächenwasser nordwärts zu führen 
1) Appendix von J. W. Sandström zu der Fußnote 2, S. 537 zitierten Abhandlung von 
{). Pettersson.