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Kapitel 2: Der Nordatlantische Ozean 
Der Wassermassenaustausch des Nordatlantiks mit dem Mittelmeer und dem Arktischen 
Ozean führt dazu, dass der gesamte Atlantische Ozean nicht nur der wärmste und salzreichs 
te, sondern auch der sauerstoffreichste und nährstoffärmste im Weltozean ist [ Worthington, 
1976]. Der Nordatlantik ist beispielsweise 4°C wärmer als der Pazifik auf vergleichbaren Brei 
ten [Levitus, 1982]. Aufgrund dieser Temperaturdifferenz kann in der nördlichen Hemisphäre 
die Differenz der sterischen Höhen der beiden Ozeane bis zu einem Meter betragen [Dobro 
liubov, 1994]. Von den anderen Ozeanen unterscheidet sich der Atlantik auch durch seinen 
asymmetrischen meridionalen Wärmetransport in Bezug auf den Äquator. Während der Pa 
zifische und Indische Ozean in beiden Hemisphären gleichermaßen Wärme vom Äquator in 
höhere Breiten befördern, befördert der Atlantik selbst südlich des Äquators Wärme nach 
Norden [Bryden und Hall, 1980]. Ein weiteres Merkmal der Hydrographie des Atlantiks ist 
der über die gesamte meridionale Ausdehnung nach Süden gerichtete Süßwassertransport, 
trotz einem Netto-Süßwasserverlust durch Verdunstung [Schmitt, 1995] (siehe Kapitel 1.3). 
2.2 Großskalige Zirkulation als Funktion des Antriebs 
Die Ozeanzirkulation wird sowohl vom Windschub angetrieben als auch von Temperatur- 
und Salzgehalts- bzw. Dichtegradienten an der Oberfläche und im Inneren des Ozeans. For 
mal beschreibt das geostrophische Gleichgewicht in erster Näherung die quasi-stationäre - 
“mittlere”, großskalige Ozeanzirkulation als Summe zweier Komponenten mit dem sich auch 
unterschiedliche Antriebskräfte der horizontalen Zirkulation verbinden lassen (siehe Kapi 
tel 1.1). Die Komponente mit einer großen vertikalen Längenskala - die tiefenunabhängige, 
barotrope Komponente - stellt hauptsächlich die Reaktion auf horizontale Variationen des 
großskaligen Windfeldes dar. Die Komponente mit einer geringen vertikalen Skala - die tie 
fenabhängige, barokline Komponente - spiegelt den Einfluss der Dichteverteilung im Ozean 
wider. Auch gegenwärtig existiert jedoch das Problem, die absolute geostrophische Geschwin 
digkeit zu quantifizieren; das, aus den gemessenen Größen T und S abgeleitete, Dichtefeld 
lässt deren vertikales Integral unterbestimmt (siehe Kapitel 1.1). Im Folgenden werden kurz 
die bisherigen Muster der “mittleren” Zirkulation im Nordatlantik als Funktion des Antriebs 
vorgestellt. 
2.2.1 Atmosphärischer Antrieb: Mittleres Windfeld und 
Nordatlantische Oszillation (NAO) 
Die atmosphärische Zirkulation der Luftmassen - das Windfcld - wird über dem Nordatlantik 
dominiert vom Nordostpassat in den niederen Breiten (ca. 5°-20 cl N) und der Westwindzone 
in mittleren Breiten. Auf der westlichen Seite des Nordatlantiks reicht die Westwindzone von 
Florida bis Kap Hatteras (ca. 30°-40°N) und auf der östlichen Seite von Irland bis Norwegen 
(ca. 50 o -70°N) (Abb. 2.3). Das Zentrum der resultierenden antizyklonalen Zirkulationszel 
le der Luftmassen liegt im Sommer im zentralen subtropischen Nordatlantik, während es im 
Winter nahe der Azoren zu finden ist. Im Sommer führt die antizyklonale Zirkulationszelle, die 
als Azoren-Hoch bezeichnet wird, zu gemäßigten Westwinden. Im Winter bildet der Kontrast 
zwischen kalter, trockener Luft über Sibirien und warmer, feuchter Luft aufgrund der Advekti- 
on warmen Wassers in die Norwegensee besonders intensiv das sogenannte Island-Tief aus und 
der große meridionale Luftdruckgradient zwischen den beiden Luftdrucksystemen ruft starke 
Westwinde entlang der Isobaren hervor, wodurch warme, feuchte Luft nach Europa vordringt.