Massen- und Volumentransport
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geschlossenes Gebiet im nördlichen Nordatlantik, wobei der hier betrachtete WOCE-Schnitt
A2 die südliche Box grenze darstellt.
Bei der Methode der /3-Spirale [Schott und Stommel, 1978] führt die Kombination von (1.4),
den thermischen Windgleichungen sowie den Erhaltungsgleichungen für T und S zu einer
Form der Erhaltungsgleichung der großskaligen potentiellen Vorticity*. Die Methode der
/^-Spirale ermöglicht, das dreidimensionale Geschwindigkeitsfeld als Funktion der Tiefe ei
ner einzelnen hydrographischen Station zu berechnen. Sie besitzt keine Gültigkeit für ein
endliches Volumen, da keine horizontale Verknüpfung der einzelnen lokalen Geschwindigkei
ten stattfindet. Das absolute Geschwindigkeitsfeld sich kreuzender hydrographischer Schnitte
wird mit Hilfe dieser Methode bestimmt. Die unterschiedlichen Methoden zur Berechnung der
Referenzgeschwindigkeit in Abhängigkeit von dem zur Verfügung stehenden Datensatz stellt
Schlichtholz [1997] zusammen. Die zweifelfreieste Methode bleibt dennoch die Bestimmung der
Referenzgeschwindigkeit durch direkte Strömungsmessungen [Pickart und Lindstrom, 1994].
Die Annahme des geostrophischen und hydrostatischen Gleichgewichtszustandes beschreibt
nur in erster Näherung das quasi-stationäre, absolute horizontale Geschwindigkeitsfeld des
Ozeans, da sie den Impulseintrag des Windfeldes vernachlässigt, der in der Schicht nahe der
Wasseroberfläche durch Reibung in den Ozean übertragen wird. Die vertikale Integration der
Geschwindigkeit liefert den Massentransport innerhalb dieser Schicht, der Ekman- oder Rei
bungsschicht (0(50 m)). Der curhr ruft Konvergenzen und Divergenzen des Massentransports
in der Ekman-Schicht hervor, wodurch in der darunterliegenden Schicht ein geostrophisch ba
lancierter horizontaler Druckgradient aufgebaut wird; die resultierende Strömung bestimmt
die Sverdrup-Balance. Ein positiver curi z fi erzeugt eine Divergenz des Ekman-Transports
bzw. eine konvergente, zyklonale Strömung im Ozeaninneren (1.5). Dieser Prozess wird als
“Ekman-Suction“ (t6\e(50 m)>0) bezeichnet, der umgekehrte als “Ekman-Pumping” (uj £ (50
m)<0).
Das absolute quasi-stationäre ozeanische Geschwindigkeitsfeld zerlegen Peixoto und Oort
[1992] unter Berücksichtigung des Impulseintrags des Windfeldes als Antriebsterm, entspre
chend in drei Komponenten - die ageostrophische Ekman-Komponente und die zwei geostro
phischen Komponenten. Die barokline geostrophische oder thermohaline beschreibt die verti
kale Geschwindigkeitsscherung, die durch horizontale Variationen des Dichtefeldes bzw. durch
die Neigung der Isopyknen hervorgerufen wird. Bei der barotropen geostrophischen Kompo
nente sind horizontale Dichtegradienten vernachlässigbar; Isobaren und Isopyknen verlau
fen parallel zueinander, so dass sie eine konstante (gleichförmige) Bewegung beschreibt. Für
den absoluten meridionalen Massentransport ergibt sich nach Fofonoff [1962] und Pond und
Pickard [1983] eine entsprechende Zerlegung; die einzelnen Komponenten stehen dann für
verschiedene “entkoppelte” Regime - der ageostrophische Transport bestimmt den Trans
port in der winddurchmischten Schicht, der barotrope Transport denjenigen des westlichen
Randstroms und der barokline denjenigen im zentralen Ozean. In ihrer Summe gewährleisten
die Transporte die Massenerhaltung über einen zonalen hydrographischen Schnitt.
"Die großskalige potentielle Vorticity q bleibt für eine barokline Strömung in einzelnen Schichten erhalten.
In ihrer einfachsten Form gilt für die n-te Schicht mit einer Schichtmächtigkeit h n : q=f/h n = konstant, bzw.
Stromlinien entsprechen f/h n -Konturen. Dagegen bleibt q für eine barotrope Strömung über die gesamte
Wassersäule unterhalb der durchmischten Schicht erhalten; es gilt: <?=//.f/=konstant.
