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Kapitel  1:  Transportgrößen  im  Ozean

Dabei  steht  p  für  die  in  situ  Dichte  des  Seewassers,  v  für  die  meridionale  Geschwindigkeitskomponente, ­
  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  meridionalen ­
  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  -,
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(1.3)

wobei  g  die  Schwerebeschleunigung  bezeichnet  und  p#  den  Druck  am  Ozeanboden.  Auch  dieser ­
  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  Gegensatz ­
  zu  direkten  Messungen  der  Strömungsgeschwindigkeiten  sind  die  hydrographischen
Parameter  T  und  S  als  Funktion  von  p  relativ  einfach  zu  messen  und  ihre  mittleren  (quasistationären) ­
  Felder  werden  nur  geringfügig  durch  kleinskalige  Phänomene  des  ozeanischen
Geschwindigkeitsfeldes,  wie  Eddies  und  interne  Wellen,  gestört.

Das  geostrophische  Gleichgewicht  -  das  Gleichgewicht  zwischen  horizontalem  Druckgradienten ­
  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  Gleichgewicht ­
  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  Drehimpuls ­
  bzw.  einen  Antrieb  der  meridionalen  Komponente  der  absoluten  geostrophischen  Geschwindigkeit. ­
  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  zunehmender ­
  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  planetarischen ­
  /  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]).