Wegener, K.: Die Gleichgewichtsfläche des Meeres,
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dynamischen Gleichgewichtsfläche bedingt. Die hierbei auftretende Querkom-
ponente kann nur klein sein.
Eine dritte Kraft, die quer zur Windreibung wirkt, und die nicht ver-
nachlässigt werden kann, rührt her von den Niveaudifferenzen am Rande der
Strömung gegen die ruhenden Meeresflächen in der Umgebung.
Auf der Nordhalbkugel ist der linke Rand. erniedrigt, der rechte erhöht,
und Zu- und Abfluß erfolgen von links nach rechts quer über die Strömung,
wenn wir diese hinabblicken.
Der Strom, der nördlich England und längs der norwegischen Küste vom
überwiegenden Westwind erregt wird, grenzt im Süden an ruhende Meeresflächen
im Irischen Kanal und der Nordsee.
Bei auffrischendem Westwind hebt sich also die Meeresfläche an der
schottischen Ost- und Westküste, was die Aufmerksamkeit des Tidal Institute in
Liverpool!) erregt hat. Interessant wird es sein, die Folgeerscheinungen zu
untersuchen, insbesondere festzustellen, wie weit Südströmungen aus der ent-
standenen Niveaudifferenz hervorgehen. Zwischen den flachen Teilen der Nord-
see und den tieferen Meeresteilen und dem Irischen Kanal werden voraussichtlich
merkliche Unterschiede sich zeigen. Bei anhaltenden Südwest— Westwinden kann
man erwarten, daß sich auch die flache Nordsee allmählich gleichmäßiger auf-
Füllt, Die Bodenreibung, von der die hierzu erforderliche Zeit abhängt, ist un-
bekannt. Ebenso die praktische innere Reibung des Wassers. Nur über die
Oberflächenreibung, oder die Mitführung des Oberflächenwassers durch den
Wind, also über die von der Reibung bedingte Gleichgewichtsfläche, ergeben sich
Anhaltspunkte.
Denken wir uns bei Windstille ein flaches, langes, oben offenes, horizontal
gehaltenes Gefäß mit einer dünnen Wasserschicht bedeckt, deren Stand am Rande
gemarkt wird. Neigen wir nun dieses Gefäß im Winde diesem entgegen, bis die
dünne Wasserschicht überall in derselben Höhe steht, in der sie bei Windstille
und horizontaler Lage des Gefäßes stand, so kompensieren sich Luftreibung R
und Schwerebeschleunigung g. Wir erhalten die Reibung R also als Beschleunigung.
Ist 1 die dem Wind parallele Längskante des Gefäßes, h die Hebung oder
Senkung der Schmalseite, so ist, wie ohne weiteres einzusehen, angenähert
R_h a Rd, el:
g 1 un = T 8 [ex?
Die Wasserschicht muß im Experiment dünn sein. Die Reibung am Boden
muß als Dämpfung dienen, sonst tritt Zirkulation ein. Diese ist im makrokos-
mischen Experiment wohl stets vorhanden, so daß man hier einen zu kleinen
Wert für R erhält.
In der Ostsee schwankt das Niveau bei Windstärke 5 oder rund 10 m/s
je nach der Windrichtung um rund +1 m. Betrachten wir die westliche Ostsee
etwa westlich Gjedser Odde als geschlossenen Meeresteil und vernachlässigen wir
den bei Niveauschwankungen sicherlich in der Tiefe vorhandenen Rückfluß, so
wird h= 1m, 1= ca. 100000 m,
N also: R10m/s) = 1075.g.
Über die Abhängigkeit von R von der Windgeschwindigkeit v ist nicht
viel bekannt. Nach Strombeobachtungen wächst R etwa proportional v. Das ergäbe:
Raums = 107%°.g und allgemein
Ram) = 107%-n-g und wenn wir genügend genau
g = 10 [2] setzen,
Rın m/s) = 10-5.n el
Indessen sind die gemachten Annahmen unsicher. Nur methodisch sollten
die Verhältnisse dargelegt werden. Fassen wir R mit dem Rückfluß in der Tiefe
zusammen, so erhalten wir ein „spezifisches R“ für jeden Meeresteil, erst durch
Messung des Rückflusses erhalten wir R rein; aber auch der lineare Gang von
R mit der Windgeschwindigkeit v bedarf der näheren Prüfung.
1) Siehe diese Zeitschrift 1924. Heft III, H. Thorade.
