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Kapitel 1: Transportgrößen im Ozean 
Dabei steht p für die in situ Dichte des Seewassers, v für die meridionale Geschwindigkeits 
komponente, H für die Ozeantiefe und L für die Länge des betrachteten hydrographischen 
Abschnitts. Für den meridionalen Volumentransport Q ergibt sich entsprechend: 
L o 
Q = f J dzdxv. (1.2) 
0 -H 
Die Berücksichtigung der Hydrostatik liefert einen alternativen Ausdruck für den meridiona 
len Massentransport. Das vertikale Dichtefeld pdz lässt sich dann durch den hydrostatischen 
Druckterm —dpjg ausdrücken und das Integral (1.1) nimmt die Form an 
M 
L pb 
If 
0 0 
V 
dpdx -, 
9 
(1.3) 
wobei g die Schwerebeschleunigung bezeichnet und p# den Druck am Ozeanboden. Auch die 
ser Ausdruck löst jedoch nicht das klassische Problem der physikalischen Ozeanographie. Das 
Dichtefeld, abgeleitet aus den gemessenen Größen Temperatur T, Salzgehalt S als Funktion 
des Drucks p, lässt das absolute horizontale Geschwindigkeitsfeld unterbestimmt. Im Ge 
gensatz zu direkten Messungen der Strömungsgeschwindigkeiten sind die hydrographischen 
Parameter T und S als Funktion von p relativ einfach zu messen und ihre mittleren (quasi 
stationären) Felder werden nur geringfügig durch kleinskalige Phänomene des ozeanischen 
Geschwindigkeitsfeldes, wie Eddies und interne Wellen, gestört. 
Das geostrophische Gleichgewicht - das Gleichgewicht zwischen horizontalem Druckgradi 
enten und horizontaler Coriolisbeschleunigung - beschreibt das quasi-stationäre, großskalige, 
reibungsfreie Geschwindigkeitsfeld des Ozeans. Die Elimination des Druckterms, der sich im 
Ozean nicht mit hinreichender Genauigkeit messen lässt, aus dem geostrophischen Gleichge 
wicht führt unter Voraussetzung der Inkompressibilität des Seewassers zu 
* = /§=. (1.4) 
der “linearen Vorticity-Relation” [Wunsch und Roemmich, 1985] oder auch der “Sverdrup- 
Relation” [Pedlosky, 1996]. Der Coriolisparameter /=20 sin/ (mit der Erdroation 0=27r 
day -1 ) wird gewöhnlich als /=/o + ßy geschrieben (mit ß=df /dy), um seine Abhängigkeit 
von der geographischen Breite <p zu berücksichtigen; w steht für die vertikale Komponente 
des ozeanischen Geschwindigkeitsfeldes*. Die zentrale Aussage der Sverdrup-Relation ist, dass 
auf der rotierenden Erde eine horizontal-divergente Strömung zur Erhaltung des Drehimpuls 
der Wassersäule von einem Stauchen der Wassersäule (dw/dz<0) sowie deren Verlagerung in 
Richtung Äquator begleitet wird; sie liefert jedoch keine Aussage über einen äußeren Dreh 
impuls bzw. einen Antrieb der meridionalen Komponente der absoluten geostrophischen Ge 
schwindigkeit. Die Sverdrup-Relation definiert ebenso die sogenannte “/3-Spirale" [Schott und 
Stommel, 1978]: Die Geschwindigkeitsvektoren einer quasi-stationären, horizontal-divergenten 
Strömung rotieren antizyklonal - in der Nordhemisphäre im Uhrzeigersinn - mit zunehmen 
der Wassertiefe. Eine rein geostrophische Strömung ist horizontal-divergenzfrei; eine quasi- 
”Die Vorticity quantifiziert allgemein die Rotation des Geschwindigkeitsfeldes eines Fluids; im Ozean setzt 
sie sich für eine horizontale, reibungsfreie Strömung aus der Summe der relativen Vorticity C und der plane 
tarischen / Vorticity zusammen: f quantifiziert die Rotation des Bezugssystems - der Erde - und £ die der 
Strömung; auf großen, ozeanweiten Skalen ist £ vernachlässigbar (bzw. die kinetische Energie der Strömung 
ist gegenüber der potentiellen vernachlässigbar [z.B. Gill, 1982]).