Neumann, G,: Über den Aufbau u, die Frage der Tiefenzirkulation des Schwarzen Meeres. 9
allgemeiner Darstellung Y. Bjerknes (2) gezeigt haben. Die Neigung der Grenz.
fläche ergibt sich aus der bekannten Formel
1 ov—d'Y
BY an
worin |= 2wsing (w = Winkelgeschwindigkeit der Erde, @ = geographische
Breite) und g die Erdschwere bedeuten.
Zur Abschätzung der Größenordnung des Gefälles an der südlichen Be-
grenzung des westlichen Kreisstromes (nördlich von Benderegli) nehmen wir der
Einfachheit halber zwei homogene Wasserkörper an. Für den oberen ergeben
die Beobachtungen eine mittlere Dichte 9 = 1.014 und eine mittlere Geschwindig-
keit v = 0,2 m/sec. Die untere Wassermasse wird als ruhend (v’ = 0) angenommen;
ihre Dichte beträgt etwa o’=: 1,017. Diese Werte ergeben den Neigungswinkel
y=0.039° Die Grenzfläche verhält sich also stationär bei einem Gefälle von
1:1460.
Auf einer 60 sm langen Strecke senkrecht zur westanatolischen Küste (etwa
zwischen 41° 32’N, 32° 00’E und 42° 24’ N, 31° 17’ E) werden folgende Sen-
kungen der Grenzflächen beobachtet: .
Untere Grenze des Planktons von 140m auf 200m . . . =60m
Schicht maximaler Krümmung der Dichtekurve von 120m
auf 200 M ı 0 ee Re 77 =80m
Schicht mit einem H,S-Gehalt von 0.5 cm°/l von 175 m auf
250M 22 0 +. = 75m.
Der berechnete Neigungswinkel y'= 0.039° ergibt auf derselben Strecke eine
Senkung der Grenzfläche um 76 m, was gut mit den beobachteten Werten über-
einstimmt.
Bei den bisher erwähnten Grenzflächen handelt es sich in der Hauptsache
um Trennungsflächen zwischen den verschiedenen physikalischen, chemischen
und hydrobiologischen Eigenschaften der oberen Troposphäre und der unteren
Stratosphäre. Eine weitere für den Aufbau des Schwarzen Meeres nicht minder
wichtige Grenzschicht ist die untere Grenze der thermischen Vertikalkonvektion.
Diese Schicht teilt die Troposphäre in.eine obere, von kräftigen vertikalen
Wasserbewegungen durchsetzte Deckschicht und in eine untere „Subtroposphäre“,
in der die ozeanographischen Faktoren weitaus geringeren zeitlichen Schwan-
kungen unterworfen sind.
Bei der Abkühlung der Meeresoberfläche im Herbst und Winter sinkt das
schwerer gewordene Wasser in die Tiefe und nimmt, nach stabiler Lagerung
strebend, eine solche Tiefenschicht ein, deren Dichte der des abgesunkenen
Wassers entspricht. Von Februar bis März ist diese obere Deckschicht fast
homotherm und ihre Temperatur geringer als die der Subtroposphäre. Beim
Einsetzen der sommerlichen Erwärmung bildet sich eine warme ÖOberflächen-
schicht, die allmählich immer weiter in die Tiefe vordringt, wobei der Wärme-
transport in der Hauptsache durch turbulente Wasserbewegungen, z. B. Seegang,
Strömungen usw. verursacht wird*). Bei der sich immer stärker ausbildenden
Dichteschichtung in der oberen Wassermasse mit zunehmender Erwärmung der
Oberfläche. wird auch der turbulente Wärmetransport in die Tiefe immer mehr
erschwert. Es bildet sich oberhalb der Grenze der thermischen Vertikalkonvek-
tion eine kräftige thermische Sprungschicht aus, in der die Temperatur rasch
bis zu einem Minimum, nämlich der Wintertemperatur der Meeresoberfläche,
abnimmt,
Abgesehen von den Schelfgebieten findet man im Sommer im ganzen
Schwarzen Meer diese kalte Zwischenschicht mit Temperaturen von etwa 6.0°
bis 7.5° C. Die Tiefenlage des Temperaturminimums kann als untere Grenze der
thermischen Vertikalkonvektion angesehen werden. In Abb, 5 ist die horizontale
Erstreckung dieser troposphärischen Grenzschicht dargestellt. In den zentralen
Teilen des Meeres reicht die thermische Vertikalkonvektion bis etwa 50m Tiefe
1) Der Salzgehalt der Meeresoberfläche ist im Sommer im allgemeinen etwas niedriger als im
Winter, doch sind im freien Seegebiet die jahreszeitlichen Unterschiede sehr gering (Amplitude
etwa 0.490).
Ann. d. Hydr. usw. 19438, Heit L
