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Einleitung 
In den vergangenen Jahrzehnten rückte das Klima der Erde, bedingt durch die Beobachtung 
ansteigender Treibhausgaskonzentrationen in der Atmosphäre und deren besorgniserregen 
de Interpretation als anthropogener Beitrag zu einer globalen Erwärmung, verstärkt in den 
Vordergrund des öffentlichen und wissenschaftlichen Interesses. Eine zentrale Frage bei der 
Diskussion über die Variabilität des globalen Klimasystems ist, wie sich eine mögliche an 
thropogene von der natürlichen Klimavariabilität unterscheidet. Letztere lässt sich jedoch nur 
schwer bestimmen, da sich das Klima der Erde als Ergebnis der Wechselwirkungen von Kom 
ponenten darstellt, deren energetische Raum- und Zeitskalen stark differieren. Über längere 
Perioden von Jahren bis zu Jahrzehnten in größeren Tiefen und höheren geographischen 
Breiten, spielt der Ozean die entscheidende Rolle bei der Regulierung des Kimas der Erde 
und seiner Variabilität [Necdler, 1992]. 
Für das Klima der Erde ist das Gleichgewicht zwischen den Transporten von Energie und 
Süßwasser im Ozean und in der Atmosphäre entscheidend. Die funktionale Abhängigkeit der 
solaren Einstrahlung von der geographischen Breite führt zu horizontalen Temperaturgradi 
enten innerhalb der Atmosphäre. Ozeanische Strömungen gleichen diese Differenzen aus. Die 
globale Verteilung von Niederschlags- und Verdunstungsregionen und der Süßwassertrans 
port festländischer Abflüsse wird durch einen meridionalen Süßwassertransport im Ozean 
kompensiert. Diese globale Energie- und Süßwasserbilanz koppelt den Ozean und die Atmo 
sphäre physikalisch miteinander. Die Prozesse im Ozean stellen darin die Reaktion auf den 
externen Antrieb der Atmosphäre dar. Im globalen Klimasystem übernimmt der Ozean jedoch 
nicht nur eine passive, sondern häufig auch eine aktive Rolle. Die oberen Meter des Ozeans 
besitzen die gleiche Wärmekapazität, wie die gesamte Atmosphäre (ca. 8 km) darüber. Durch 
diese “thermische Trägheit” kann der der Ozean leicht Wärmeänderungen der Atmosphäre 
sowohl absorbieren und speichern als auch in der Atmosphäre anregen [Killworth, 1998]. 
Durch die Speicherung der solaren W’ärmemenge im Sommer und der Abgabe im folgenden 
Winter mäßigt der Ozean die Extrema des Klimas auf die gleiche Weise, wie die Ozean 
zirkulation durch den meridionalen Wärmetransport* die klimatischen Differenzen zwischen 
höheren und niederen Breiten ausgleicht [Bryan und Lewis, 1979]. Wechselwirkungsprozesse 
zwischen Ozean und Atmosphäre prägen den, von den Strömungen transportierten, Wasser 
massen an der Wasseroberfläche verschiedene Charakteristika auf, wie z.B. Temperatur- und 
Salzgehaltsanomalien. Interne ozeanische Vermischungsvorgänge modifizieren diese Charak 
teristika, wodurch wiederum Prozesse innerhalb der Atmosphäre beeinflusst werden. 
Der erste eindeutige Nachweis der aktiven Rolle der Ozeanzirkulation bei der Erzeugung 
niederfrequenter (langperiodischer) Variabilität im Ozean sind tiefreichende Temperaturan 
omalien in der durchmischten Schicht des westlichen Randstroms im Nordatlantik, welche 
‘Zur Terminologie des ozeanischen Wärmetransports siehe Kapitel 1.2.