Wär inetransport 
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sen Unterschiede mehrerer Größenordnungen auf. Zwischen Wasser und Luft existiert ein 
Dichtekontrast (die Dichte des Wassers ist um den Faktor 800 größer als die der Luft) und 
damit ein Massenkontrast (Wasser ist um den Faktor 270 schwerer als Luft) [Gill, 1982]. Die 
große Massendifferenz zwischen Wasser und Luft deutet auf eine große Differenz der Wärme 
kapazität hin. Die spezifische Wärme die Wärmekapazität pro Masseneinheit - des Wassers 
unterscheidet sich um den Faktor 4 von derjenigen der Luft; die obersten 3 m des Ozeans 
enthalten dieselbe Wärmemenge pro Flächeneinheit, wie die gesamte Atmosphäre (ca. 8 km) 
darüber [Krauss, 1996]. Aufgrund seiner “thermischen Trägheit” [Peixoto und Oort, 1992] 
speichert der Ozean den Wärmegewinn im Sommer in der oberflächennahen Schicht und gibt 
ihn im Winter an die Atmosphäre ab. Die Amplituden der täglichen und jährlichen Tem 
peraturschwankungen der Ozeanoberfläche weisen daher sehr viel geringere Beträge auf, als 
diejenigen der Landoberfläche, welche nicht ausreichend lange Wärme speichern kann [Gill. 
1982]. Die Wärmespeicherung ist ebenso auf längeren Zeitskalen von Bedeutung und damit 
bei Klimavariationen. Denn dadurch agiert der Ozean als Dämpfungsglied im oszillierenden 
System Ozean-Atmosphäre und “puffert” Fluktuationen des Klimas [Tomczak und Godfrey, 
1994]. Die Wärmespeicherung im Ozean reguliert also Extrerna des Klimas auf die gleiche 
Weise, wie der mcridionale ozeanische Wärmetransport die klimatischen Differenzen zwischen 
hohen und niederen geographischen Breiten ausgleicht [Bryan and Lewis. 1979]. Der meri- 
donale ozeanische Wärmetransport ist somit maßgeblich für die globale Energiebilanz und 
damit für den Zustand des Klimas der Erde. 
Die Rolle des Ozeans bei potentiellen Klimaänderungen und dabei die Bedeutung des meridio- 
nalen ozeanischen Wärmetransports, führte zur Frage nach seiner raum-zeitlichen Stabilität. 
Deswegen kommt der Entwicklung verschiedener Methoden zur Bestimmung des ozeanischen 
Wärmetransports in letzter Zeit eine große Bedeutung zu. Direkt lässt sich der ozeanische 
Wärmetransport nur aus gleichzeitigen Messungen des ozeanischen Temperatur- und des ab 
soluten Geschwindigkeitsfeldes bestimmen. Die Messmethode absoluter Strömungen ist bisher 
nicht standardisiert (siehe Kapitel 1.1), und nur in wenigen Regionen des Weltozeans sind 
absolute Strömungsmessungen verfügbar zur direkten Bestimmung seines Wärmetransports 
[Fillenbaum et ai, 1997]. Ozeanographische Standard-Messmethoden liefern die barokline 
Komponente des geostrophischen Geschwindigkeitfeldes im Ozean (siehe Kapitel 1.1). Mit 
Hilfe der Erhaltungsgleichung der inneren Energie des Ozeans [Jung, 1952] oder der inversen 
Methode [ Wunsch, 1978; Roemmich und Wunsch, 1985] lässt sich daraus “quasi-direkt” der 
Wärmetransport ableiten. 
Da der Wärmekreislauf zwischen Ozean und Atmosphäre annähernd geschlossen ist, lässt 
sich der ozeanische Wärmetransport auch aus meteorologischen Daten ableiten. Bei der 
“klassischen” Methode entspricht das Integral der Wärmeflüsse an der Ozeanoberfläche über 
einer Region nahezu der Divergenz des ozeanischen Wärmetransports. Die Oberflächenflüsse 
werden beispielsweise bei Hastenrath [1980] und Bunfcer[1988] mit Bulk-Algorithmen berech 
net. Bei einer weiteren indirekten Methode entspricht der ozeanische Wärmetransport dem 
Residuum der Divergenz des atmosphärischen Wärmetransports und dem von Satelliten ge 
messenen Strahlungsumsatz der oberen Atmosphäre [Oort und Vonder Haar, 1976; Trenberth, 
1998]. Modelle der Ozeanzirkulation eröffnen eine weitere unabhängige Möglichkeit zur indi 
rekten Bestimmung des Wärmetransports im Ozean [Böning und Herrmann, 1994; Döscher 
et ai, 1994]. Peixoto und Oort [1992] stellen die verschiedenen Methoden zur Bestimmung 
des meridionalen Wärmetransports vergleichend zusammen.