1. Allgem eines und Einteilung.
D ie Meeresströmungen sind besonders von W ichtigkeit für den Seefahrer, weil sic die R ichtigkeit seines K urses, Strom versetzungen sowie seine Fahr
geschwindigkeit stark beeinflussen können. Sie m üssen aber auch hier kurz b e
sprochen werden, weil gewisse Strömungen von großem Einfluß auf die Er
haltung der Ufer und die Veränderung der W assertiefe der Hafen- und F lu ß mündungen sind.
D ie Strömungen sollen nach ihrer Entstehungsursache in folgende Klassen eingeteilt werden:
1. Gezeitenströmungen,
2. Strömungen durch den Wind,
3. Ström ungen infolge Gewichtsausgleichs des Meerwassers.
D ie Bezeichnung der R ichtung der Strömungen erfolgt entgegengesetzt wie bei den W inden nach der R ichtung, wohin sie fließen. So erzeugt z. B . ein W est
w ind eine Strömung nach Osten hin. F ließt eine Strömung vom Äquator nach Norden oder Süden, so wird ihre R ichtung immer mehr nach Osten abgelenkt, je weiter sie sich den Polen nähert. Diese Ablenkung ist eine Folge der am Äquator erhaltenen Geschwindigkeit von W est nach Ost. D ie U m drehungs
geschwindigkeit der Erde wird nach den Polen zu kleiner, der Wasserstrom sucht infolge seiner Beharrung seine größere östliche Geschwindigkeit bei- zubehaltcn und geht som it immer mehr in eine nordöstliche oder südöstliche Strömung über. D ie gleiche Ablenkung tritt auch bei örtlichen Strömungen au f1) .
D ie Entstehungsursache der Ströme ist nicht immer scharf nach den drei Ge
sichtspunkten zu trennen, nicht selten wirken alle drei Ursachen gleichzeitig ein.
2. Gezeiten- oder Tideströmungen.
Die für unsere Nordseeküsten w ichtigsten Ström ungen sind die regelmäßig hin und her gehenden Tideströmungen. Sie entstehen überall dort, wo die F lu t
welle in flachere Meere, Buchten, K anäle und Flüsse eindringt, wo also die schwingende Bewegung des Wassers in die fortschreitende übergeht. Diese F lu t
ström ungen sind von größtem Einfluß auf die G estaltung des Ufers, auf die Tiefenveränderung vor den K üsten und in den Flußm ündungen und dadurch auf die Anlage der H äfen. So sind z. B. durch die Flutström ung alle englischen K analhäfen westlich von Dover der Gefahr der Versandung ausgesetzt.
3. Ström ungen durch W ind, Driftström nngen.
D ie w ichtigen Versuche von S a n d s t r ö m 2) haben gezeigt, daß Strömungen infolge von W indangriff auf eine Schicht von gleichem Salzgehalt kreisend in ihr verlaufen (vgl. Abb. 67). Das Seewasser sucht sich stets in gleich starken Schichten von gleichem Eigengew icht zu lagern, die zwar stetig ineinander übergehen, aber doch verhindern, daß sich Oberwasser von z. B . 20 vT Salz
gehalt m it tiefer liegendem von 30 vT mischt.
: ) D a s g ilt nach P l a t e au ch für T ideström u n gen .
~) A n nalen der H ydrograp hie 1908, S. ff. — K r ü m m e l , 0 . : N eu ere T heorien der M eeresstr. Verhandl. des X V I . Geogr. T ages, L üb eck, S. 7 5 ff.)
Meeresströmungen. 7 5 Gemäß Abb. G7 drückt der W ind eine Schicht annähernd gleichen E igen gew ichtes nach rechts unter Fließen eines Oberstromes in gleicher R ichtung.
D a das Wasser nun stets das B e
streben hat, eine Schicht gleicher Stärke zu bilden, ström t cs ober
halb der schweren Schicht als U nter
strom nach links zurück. Es würde dadurch die leichte Schicht links verstärken, wenn nicht der W ind oben ebensoviel nach rechts führte.
Ströme dieser Art, D r i f t - oder T r i f t s t r ö m u n g e n genannt, werden im Meer erzeugt durch die Passat- und Monsunwinde an den K üsten Afrikas, Amerikas und Asiens. Für die Passatström ung zwischen Afrika und Amerika sei als erklärendes
Bild Abb. 68 gegeben, die auch gleichzeitig dieTiefenverhältnisse angibt. D ie Tem peratur von Ober
und Unterstrom ist überall 15° C. Die Unterströmung ist nicht festgestellt wor
den, sondern nur die Oberströmung und die wachsende Tiefe des Wassers gleicher Wärme. D as B ild ist
nach dem A tlas der V aldivia-E xpedition gezeichnet. D iese Strömungen wechseln m it dem W inde, sind also von der Jahreszeit abhängig. Das W echseln tritt natürlich nicht sofort nach Drehung der W indrichtung ein, sondern erst einige Zeit später.
4. Ström ungen infolge des Gewiclitsausgleiclvcs des W assers.
Wird der Ozean an einer Stelle durch die Sonne stark erwärmt, dann dehnt das Wasser sich hier aus, die Oberfläche hebt sich an diesem Ort. Es bildet sich eine Schicht leichteren Wassers, die nach den Untersuchungen von B j e r k e n e s s und den bereits erwähnten Versuchen von S a n d s t r ö m das B e streben hat, sich in einer über das ganze Meer erstreckenden gleichmäßig dicken Schicht auszubreiten. Das Wasser wird hier som it als ein stets flacher werdender Oberstrom laufen. Trifft dieser warme leichte Oberstrom nun auf ein Gebiet großer K älte, dann wird das Wasser abgekühlt, wird dadurch schwerer und sinkt, wenn es salzreicher ist als das umgebende, in die Tiefe bis zu einer Schicht gleichen Gewichtes. D ie H öhe dieser unteren kalten schweren Schicht wird dadurch vergrößert. Sie hat nun das gleiche B e
streben, sich auszugleichen wie vorher die warme und fließ t als Unterstrom in entgegengesetzter R ichtung w ie die obere der Wärmequelle zu. D ie tatsäch lich treibende K raft ist dabei die Schwerkraft der Erde, die Ursache der Er
scheinung ist die Sonnenwärme.
N ach ihrem ganzen Verlauf kann angenommen werden, daß die großen, stets in gleicher R ichtung fließenden Meeresströmungen wie der G o l f s t r o m im Atlantischen und der Kuro-schio im Stillen Ozean z. T. wenigstens Strömungen infolge Gewichtsausgleiches des Wassers sind, die aber außerdem durch W inde, Gezeiten und Erdrotation in ihrer Geschwindigkeit und R ichtung beeinflußt
7(5 Meereskunde.
werden1). Der Golfstrom en tstellt im amerikanischen M ittelmeer und tritt aus dessen Nordöffnungen in verschiedenen Richtungen aus. Das Wasser dieses M ittelmeeres wird in der Oberfläche durch die Sonne erhitzt, es verdunstet te il
weise, wird salzreicher und trotz der Wärme schwerer. Es sinkt tiefer, gib t dabei Wärme und Salz ab, bis es nach Abkühlung und Verdünnung auf einer Schicht gleichen Gewichtes zur R uhe kom m t. Es wird som it eine tief reichende und ver
hältnismäßig salzreiche warme Schicht geschaffen, die wegen ihrer Wärme leichter als die Tiefenschichten ist. Gemäß vorheriger Erklärung fließ t diese Schicht nun als Oberstrom ab, wobei seine R ichtung durch die K üstenbildung und die W inde m it beeinflußt werden wird. Der Golfstrom beginnt m it einer Breite von 32 Seemeilen und endet m it einer solchen von über 000, wobei seine Tiefe sich von beinahe 400 m auf 150 m verringert unter gleichzeitiger Abnahme der Wärme.
Im Eismeer wird der Strom dann so w eit abgekühlt, daß er wegen seines größeren Salzgehaltes untersinkt. D a sein W asser nach der Abkühlung schwerer als das W asser in den Oberschichten des Eismeeres ist, fließ t er dann als kalter Unterstrom wieder nach Süden. E ine große Zahl von Gelehrten erklärt den Golfstrom durch Einfluß der W inde. E s ist nicht ausgeschlossen, daß diese m it einwirken, ihr Einfluß scheint aber doch nur nebensächlicher N atur zu sein.
N ach allem scheint eine einwandfreie Erklärung für die E ntstehung der Meeres
ström ungen noch nicht gefunden zu sein. D ie m ittlere Geschwindigkeit des Golf- stromes beträgt 2 km /Std.
D ie Erklärung des Kuro-schio im Stillen Ozean dürfte ähnlich sein.
W esentlich einfacher ist die E ntstehung von A u s g l e i c h s t r ö m u n g e n zwischen Mittelmeercn und ihren Ozeanen. Unterliegen geschlossene M ittel
meere wie das R ote Meer und das M ittelländische Meer einer starken Verdunstung ohne genügeirden Flußwasserzustrom, so wird das Wasser salzreicher und schwerer und fließt als Unterstrom nach dem Ozean ab, während gleichzeitig das dünnere Ozeanwasser als Oberstrom durch die Meerenge nach Osten zu einström t. Diese obere Strömung erreicht z. B. in der Straße von Gibraltar die Geschwindigkeit von 5 km /Std., d. h. fast 1,5 rn/sek, und eine Tiefe bis zu 100 m.
In M ittelmeeren m it starkem Süßwasserzufluß und daher dünnerem Wasser als der Ozean, z. B. in der Ostsee und in dem Schwarzen Meer, ist der ausgehende Strom der Oberstrom, also um gekehrt w ie vorher2).
Diese Strömungen entwickeln sich in einigen Meeren zu reinen K üsten
strömungen, wenn sie in geschlossenem Strom in das M ittelmeer eintreten und dann an der K üste entlang weiterfließen. D iese K üstenström e sind für den Wasserbau von besonderer Bedeutung. Sie können aber wesentliche Verände
rungen durch W ellenströme erleiden. Strömen die W ellen in eine schwach ge
krümmte Bucht hinein) so stau t sich das Wasser in der M itte der B ucht am Ufer am höchsten auf und fließt als Oberstrom am Ufer entlang von der M itte aus nach den beiden Enden der B ucht zu. D ie K üstenström ung kann nun entweder ganz seitlich fortgedrängt werden oder wird wenigstens in der Oberfläche ent
weder zum Stillstand gebracht oder fließ t sogar oberflächlich rückwärts. In den tieferen Lagen bleibt der Küstenstrom dann im wesentlichen unverändert.
Für den Uferbau ist aber der Oberstrom das Bedeutsam e, weil von ihm die für die B auten gefährliche Beförderung von Sinkstoffen und der Angriff des Ufers geschieht.
*) H ö r b i g e r erk lärt den G olfstrom , K u r o -sc h io u sw . als F o lg e des R infangens unseres h eu tig en M ondes m it A u ftreten un d Sum m ierung der ta n g e n tia len F lu tk rä fte.
2) So k on n ten d ie Türken im W eltk riege ih re M inen durch die D ardan ellen zum Mittelmeier gegen die angreifenden en glisch en P anzersch iffe treib en lassen.
Allgemeines.
D. Die Bewegung’ des Wassers und fester Körper im Wasser; Wassermessungen,
a) Allgemeines.
D as Ziel der Arbeit des W asserbauingenieurs, Kultur-, Energie- und Ver- kehrsaufgaben zu lösen, kann nur erreicht werden, wenn ihm die K räfte, m it denen er es zu tu n hat, genau bekannt sind. D ie mechanische Wirkung des W assers beruht auf seinen Druck-, Stoß- und Reibungskräften.
D as Wasser ist eine zähe Flüssigkeit, bei deren Bewegung im Gegensatz zur idealen Flüssigkeit die innere R eibung das entscheidende Merkmal ist. Bei Fließen in großen Massen, wie z. B. im tiefen Meere (Golfstrom usw.), sind außer W ind und Gezeiten nur die inneren Reibungskräfte maßgebend für die B e
wegung, der Einfluß der äußeren R eibung in der Form der Boden- oder K üsten
reibung ist unmerkbar. Im Binnenlande ist die Wirkung der W andreibung (Sohle und Ufer) um so stärker, je kleiner der Fluß ist. Ströme w ie der Rhein, die D onau und ähnliche zeigen bei hohen W asserständen Bewegungen, die wenig von der Bettreibung beeinflußt werden; Flüsse wie die Weser, Leine usw. sind bei N W . von der Bettreibung bedeutend mehr abhängig. Dazwischen liegen W erte, bei denen die Bettreibung in mittlerem Maße einflußreich ist. Als Bettreibung wird aufgefaßt der Stoß der kleinsten Teilchen des Wassers gegen die U nebenheiten der festen W andung, der sich als Wirbel in dem Wasserkörper w eiter fortpflanzt. E ine glattgeputzte Zem entfläche ist im Vergleich m it dem W asser rauh. Die Fläche würde bei genügender Ver
größerung das Aussehen eines m it feinen R ippen versehenen Körpers besitzen, die so groß wären, daß die kleinsten W asserteile in diese Rippen wie in Nischen hineinstoßen.
Wir haben drei A rten der W asserbewegung zu unterscheiden, 1. das Gleiten, d. h. eine Bewegung, bei der die W asserfäden annähernd in Bahnen verlaufen, die parallel zueinander und zur Sohle liegen; 2. das Strömen und Schießen, beides Bewegungen, in denen das Wasser sich in spiralförmigen Bahnen unter Auftreten von Wirbeln und Querströmungen (Wasserwalzen) bewegt, wobei aber die m ittlere G eschwindigkeit für das Strömen kleiner als die W ellengeschwin
digkeit ist, d. h. v < |'7 • g , wenn t die m ittlere Tiefe, ¡7 = 9,81 m /sek 2 ist.
Schießen tr itt dementsprechend ein, wenn die m ittlere Geschwindigkeit die W ellengeschwindigkeit überschreitet (v > ]!t ■ g).
Fall 1 hat für die Grundwasserbewegung praktische Bedeutung, Fall 2 ist die gewöhnliche Bewegung in unseren natürlichen W asserläufen, wobei das Schießen bei Floßdurchlässen, Schußböden von Wehren, auch bei Brückenstau usw. auftritt.
D ie Geschwindigkeiten in den P unkten eines noch so regelmäßigen Quer
schnittes nehm en von den Ufern und der Sohle nach der Mitte des Wasserspiegels allmählich zu. In einer Senkrechten ergeben sich die Geschwindigkeitsbilder gemäß Abb. 69 u. 70. Ob die Geschwindigkeitskurve eine logarithm ische Linie, eine Parabel oder E llipse, oder welcher A rt die K urve ist, ist noch unsicher.
Für den praktischen W asserbau ist ihre m athem atische Form nicht von en t
scheidendem Einfluß. W ichtig ist aber, daß die größte Geschwindigkeit unter normalen Verhältnissen (gewöhnliche Flüsse und Ströme) im W asserspiegel liegt und daß die Geschwindigkeit an der Sohle m eist größer als 0 ist. D ie m ittlere Geschwindigkeit der Senkrechten ist Fm = — , w enn F v die Fläche und t dieF
t
Tiefe der G eschwindigkeitslinie ist. D abei darf Vm ~ 0,85 V„ gerechnet werden, m it Vm in 0,5 bis 0,6 t unter dem W asserspiegel und v0 als Oberflächenge- sehwincligkeit.
7 8 D F Bewegung des Wassers und fester Körper im Wasser; Wassermessungen.
Verbindet m an in einem Flußquerschnitt die P unkte gleicher Geschwindig
keit m iteinander, dann erhält m an ein Bild (Isotachen) nach Abb. 71. D ie
Her-Abb. 60. Gemessene Geschwindigkeitslinien verschiedener Wasserläufe.
Abb. 70. Umrechnung der Geschwindigkeiten der Abb. 60 auf die Tiefe der zweiten Rhein-Linie als Rinheits tiefe. Das Bild verdeutlicht nur die Verschiedenheit der GeschwindigkeitsSnderung bei den ver
schiedenen Tiefen der Abb. 69.
Stellung solcher Bilder ist für die F eststellung der W asserm engen in einem W asser
lauf nach Vornahme von Geschwindigkeitsm essungen notwendig. W enn m an auf der Fläche alle Geschwindigkeiten als Höhen auftrageu würde, dann würde
Gleichförmige Bewegung, Geschwindigkeitsformeln. 7 9 man einen Geschwindigkeitsberg über dem Querschnitt erhalten, dessen W asser
inhalt ebenso durch Planim etrieren oder Flächenausrechnung bestim m t wird wie der In h alt eines Berges aus den H öhenschichtlinien. D ie m ittlere
Quer-l'v • d F
schm ttsgeschw m digkeit ist vm = — , worin v die zu einem Flächenteilchen F
■E 0
gehörige Geschwindigkeit, F0 die gesam te Querschnittsfläche in qm und Vm die m ittlere Geschwindig
keit in m /sek. ist. Diese m ittlere Geschwindig
keit des ganzen Quer
schnitts findet sich in jeder Senkrechten ein
mal, und zwar so lange, bis die Oberflächenge
schw indigkeit V0 kleiner wird als die m ittlere Vm.
D a ß d ie O berflächen
gesch w in d igk eit im allgem ein en den größten W ert in jeder Sen k rech ten an n im m t, beru h t darauf, daß d ie R eib u n g an den W and ungen größer is t als d ie bei ruhender L u ft fa st u n m eßbar klein e der W asseroberfläche an der L u ft.
D as Fließen des Wassers ist in physikalischer H insicht ein immer von neuem verzögerter Fall auf der schrägen Ebene. Durch die Schwerkraft erhält das W asser Beschleunigung, die Geschwindigkeit w ächst von 0 bis zu einem b e
stim m ten W ert. D ie R eibung nim m t dabei annähernd im Quadrat der Geschwin
digkeit zu. Es tritt som it nach Beginn des Fließcns (z. B. Entspringen einer Quelle nach einer Zeit der Trockenheit) ein Zeitpunkt ein, in dem der R eibungs
widerstand im F lu ß b ett so groß geworden ist, daß jede weitere Vermehrung der Fließgeschwindigkeit eine Reibungskraft erzeugen m üßte, die größer als die treibende K raft wäre. D a das unm öglich ist, so fließt das Wasser von diesem Augenblick an m it gleichm äßiger Geschwindigkeit.
Auch die innere R eibung des Wassers infolge seiner Zähigkeit spielt eine große Rolle. Sie kann praktisch bei gleicher Wärme überall gleich groß an
genommen werden, w enn sie theoretisch auch von der Größe der Geschwindigkeit abhängig sein muß. E ine Abkühlung des Wassers vergrößert die innere Reibung, eine Erwärmung verringert sie. D ie Wandreibung ist je nach der Art des B ettes verschieden, sie ist der entscheidende Maßstab für die Entw icklung der Ge
schwindigkeit.
W äre die inn ere R eib u n g n ic h t vorh an d en , dan n w äre kein M ittel gegeb en , u m den W iderstand der W andreibung in den b ew egten W asserkörper zu üb ertragen , d an n m ü ß te das W asser zwar an den b en etzten F lä ch en langsam fließen, u n m ittelb a r neb en diesen F läch en aber sogleich d ie G eschw indigk eit herrschen, die der W assertiefe an dieser S telle entspräche.
D ie innere R eib u n g ist so m it zwar n ic h t ein K en n zeichen der G esch w indigk eit im Q uersch nitt, sie ist aber d a s M ittel, durch d as die ken n zeich nen d e W and reibu ng im Q uersch nitt zur W irk un g geb rach t w ird.