Beim ersten Prozeß, der Konvektion, wird die Dichte des Oberflächenwassers durch
Wärmeverlust (Temperatureffekt) und/oder Verdunstung (Salzgehaltsänderung) so stark erhöht, daß
statische Instabilität eintritt. Das Oberflächenwasser sinkt daraufhin ab, bis es in eine Tiefe
bzw. Dichteschicht gerät, in der die Stabilität wieder erreicht ist (siehe z.B. 95).
Konvektion führt zur Ausbildung von tiefen Schichten mit homogenen Tracerverteilungen.
Um tiefreichende Konvektion zu erreichen, muß auch die Schichtung der Wassersäule begünstigend sein,
wie etwa in der Grönlandsee oder im Golf de Lion (Mittelmeer).
Eine zyklonale Zirkulation führt zu einem Anheben der Isopyknen zum Zentrum der Zyklone, dieses
kommt dem Abschwächen der Schichtung gleich. Tritt Konvektion auf, kann diese das schwach
geschichtete Fluid homogenisieren und so Wasser in große Tiefen transportieren
(60).
Im Indischen Ozean ist Tiefenkonvektion wegen der zu schwachen Wärmeflüsse und der
vorherrschenden Schichtung unwahrscheinlich und wurde noch nicht beobachtet.
Die Konvektion in mittleren Breiten (``mid-latitude convection'') spielt jedoch in
der Südhemisphäre des Indischen Ozeans, im Übergang zum Südlichen Ozean, eine große
Rolle (78,20,106).
An der Westseite des Subtropenwirbels wird warmes Wasser erst nach Süden (polwärts) und dann
nach Westen verfrachtet.
Dabei verliert es, besonders im Winter, sehr viel Wärme an die Atmosphäre wodurch die
Wassersäule destabilisiert wird. Als Folge davon sinkt das Oberflächenwasser ab, die
Oberflächenmischungsschicht vertieft sich (20).
Wird im Westen noch eine 100 m bis 200 m tiefe Oberflächenmischungsschicht beobachtet, ist diese
im Osten schon auf 500 m bis 600 m angewachsen.
Aus Modellrechnungen wurde dieser Mechanismus gut nachgewiesen (107,20,106).
Im Indischen Ozean wird die Entstehung von Modewassern, das Subantarktische Modewasser (SAMW)
und das Subtropische Modewasser (STMW) diesem Mechnismus zugeordnet (107).
Modewasser sind Wasser, die ein großes Volumen im Ozean ausfüllen und eine homogene
Tracerverteilung besitzen.
Der atmosphärische Antrieb der Konvektion bringt lösungsabhängige Tracer wie Sauerstoff und FCKW
in den neu gebildeten Wasserkörper. Da der Prozeß im südlichen Indischen Ozean nicht durch
einzelne Konvektionsereignisse gesteuert wird sondern kontinuierlich stattfindet, sollten diese
Tracer in Sättigung mit der atmosphärischen Konzentration angenommen werden.
Ist der eigentliche Formationsmechanismus für die Modewasser über die Konvektion zu erklären, so ist ihr Eintrag in die Thermokline einem zweiten Prozeß zugeordent, der Teil der Subduktion ist. Die Subduktion wird klassisch als verantwortlich für die Ventilation der Thermokline angesehen (143,168). Unter Subduktion versteht man den unwiederbringlichen Transport von Wasser aus der Oberflächenmischungsschicht in die permanente Thermokline. Dieses geschieht durch lateralen und vertikalen Transport, im Zusammenspiel mit der auf und ab wandernden Oberflächenmischungsschicht durch den sich ändernden Wärmefluß an der Oberfläche.
Zur Erläuterung sei auf Abbildung 4.1 verwiesen: Der vertikale Aufbau zeigt die Ekman-Schicht, in der der Wind durch Reibung auf das Wasser wirkt. Diese ist Teil der Oberflächenmischungsschicht und besitzt nur eine horizontale Dichteschichtung. Den Übergangsbereich zur Oberflächenmischungsschicht stellt die saisonale Thermokline da, die durch den Einfluß der Oberflächenflüsse saisonal variiert. Im Winter ist sie nicht vorhanden und die Oberflächenmischungsschicht steht im direkten Kontakt mit der Thermokline. Da die tropische Thermokline durch die zu schwachen Oberflächenflüsse nicht durchbrochen werden kann, kann auch keine mittlere Subduktion zur Ventilation stattfinden. Vertikal transportiertes Wasser breitet sich horizontal ``über'' der Thermokline aus und bildet meist eine Salzgehaltsmaximumschicht, wie beispielsweise das Arabsiche See Salzgehaltsmaximum Wasser (98).
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Der Eintrag wird aus einer Kombination von Vertikalgeschwindigkeit () und
Horizontalgeschwindigkeit (
), unter Berücksichtigung der
Neigung der Untergrenze der Oberflächenmischungsschicht, bestimmt.
Details zur Ableitung dieser Geschwindigkeit sind im Kapitel 4.4 zu finden.
Im Indischen Ozean werden durch Subduktion zwei Klassen von Wassermassen eingebracht: das
Indische Zentralwasser (143) und die bereits im Abschnitt über Konvektion
erwähnten Modewasser (24).
Das Zentralwasser wird durch die effektive Vertikalgeschwindigkeit eingebracht,
die Modewasser durch den lateralen Eintrag über die Subtropenfront (107,20).
Die Modewasser sind in ihren T/S Eigenschaften Teil der Zentralwasser und lassen
sich in T/S Diagrammen nur volumetrisch erkennen (78).
Die Tracer Sauerstoff und FCKW liegen im subduziertem Wasser in Sättigung vor, da angenommen
werden kann das die Verweildauer in der atmosphärisch beeinflußten Schicht ausreichend
lang ist (ca. 1 Monat; 156).
Interne Vermischung ist der dritte Prozeß, der für die Bildung von Wassermassen
verantwortlich gemacht werden kann. Da keine direkte Wechselwirkung mit der Atmosphäre
stattfindet, gehört er nicht zu den klassischen Formationsprozessen (150).
Wassermassen werden dabei so intensiv vermischt, daß ein Volumen entsteht, daß als ``neue''
Wassermasse angesehen werden kann.
In einer Homogenität in Tracern, wie z.B. im Salzgehalt, grenzt es sich dabei von der
Umgebung ab, die nicht durch die Vermischung beeinflußt wird.
(21) konnten beispielsweise im Indonesischen Archipel eine sehr ausgeprägte,
wahrscheinlich durch Gezeiten verursachte, Vertikalvermischung nachweisen.
Dabei wird Zentralwasser aus dem subtropischen Pazifik so stark vermischt,
daß es einen nahezu konstanten Salzgehalt von 34.6 über einen Temperaturbereich von 5C bis
15
C aufweist wenn es in den Indischen Ozean einströmt.
Da die so ``erzeugte'' Wassermasse als Einstrom in den Indischen Ozean gelangt, zählt sie
in dieser Aufzählung zu den importierten Wassermassen.
Die Konzentration lösungsabhängiger Tracer in einer Wassermasse, die durch vertikale Vermischung
entstanden ist, ist durch die Eingangswerte der Ursprungswassermassen gegeben.
Zur Ventilation kann eine derartige Wassermasse nicht direkt beitragen, dennoch kann die
Advektion einer so gebildeten Wassermasse für Ventilationsstudien wichtig sein.
Im Indischen Ozean wird das Indische Äquatorialwasser (IEW) diesem Prozeß
zugeordnet, das durch verstärkte Vermischung am Äquator gebildet wird.
Der vierte Prozeß, der ebenfalls keine physikalische ``Neubildung'' von Wasser
beschreibt, ist der Import von Wasser aus anderen Ozeanen/Regionen.
Speziell für den nördlichen und östlichen Indischen Ozean hat der Import aus Mittelmeeren
(Australasiatisches Mittelmeer, Rotes Meer und Persischer Golf) eine große Bedeutung:
Der Einstrom von Wasser aus dem Indonesischen Archipel (AAMW) beeinflußt in einem zonalen
Band bei ca. 12S, hauptsächlich eine Schicht von der Oberfläche bis in 300 m Tiefe über den
gesamten Ozean (30). Ein geringer Ausstrom ist auch in größerer Tiefe (bis 1400 m)
aus Tracern wie Tritium/
He nachzuweisen (48).
Die Erzeugung ist auf intensive Vertikalvermischung beim Durchströmen des Indonesischen
Archipels zurückzuführen (21).
Der Einstrom von Wasser aus dem Roten Meer (RSW) und dem Persischen Golf (PGW) beeinflußt
durch die hohen Salzgehalte dieser Wassermassen die hydrographische Struktur des Indischen
Ozeans nachhaltig (z.B. 111,171,31).
Die Wassermassen werden in den beiden Randmeeren durch Konvektion (z.B. 3,165)
gebildet und beim Überströmen von flachen Schwellen am Übergang zum Indischen Ozean zusätzlich
vermischt (3,134).
Im südlichen Indischen Ozean wird das Antarktische Zwischenwasser (AAIW), aus dem Südlichen
Ozean importiert (79,78,20,24). Es ist in der Südhemisphäre
als ein Minimum im Salzgehalt leicht zu identifizieren.
Es wird konvektiv südlich der Subantarktikfront gebildet.
Das Bildungsgebiet liegt im südöstlichen Pazifik und im südwestlichen
Atlantik, von wo es mit dem Zirkumpolarstrom auch in den Indischen Ozean gelangt
(78,174).
Die Tabelle 4.1 zeigt die für den Indischen Ozean wichtigen Wassermassen und deren Enstehungsmechanismen.
Wassermasse | Entstehungsmechanismus |
Indisches Zentralwasser | Subduktion |
Modewasser (SAMW, STMW ) | Subduktion (lokal: Konvektion) |
Australasiatisches Mittelmeerwasser (AAMW) | Import (lokal: Interne Vermischung) |
Rotes Meer Wasser (RSW) | Import (lokal: Konvektion) |
Persischer Golf Wasser (PGW) | Import (lokal: Konvektion) |
Indisches Äquatorialwasser (IEW) | Interne Vermischung |
Antarktisches Zwischenwasser (AAIW) | Import (lokal: Konvektion) |
Datengrundlage bilden die SOC Klimatologie (53), die die Parameter zur Bestimmung der
atmosphärischen Antriebe bereitstellt (Netto-Wärmefluß, latenter Wärmefluß, Gesamtniederschlag) und
die monatlich vorliegende WOA 11
Klimatologie, die das ozeanische
Oberflächentemperatur und Oberflächensalzgehaltsfeld bereitstellt (66,67).
Der mittlere Gesamtdichtefluß () an der Oberfläche des Ozeans setzt sich aus einer
thermischen (
) und einer halinen Komponenete (
)
zusammen (120):
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Der Netto-Wärmefluß () einer Region des Ozeans setzt sich aus drei Komponenten
zusammen (17): dem Strahlungsumsatz (
),
welcher sich aus der Wärmeenergie der absorbierten Sonnen- und Himmelsstrahlung sowie der
langwelligen Ausstrahlung zusammensetzt, der Verdunstung oder latenter Wärme (
) und
der direkten Wärmeübertragung oder sensiblen Wärme (
)
Bei Betrachtung der mittleren Felder muß berücksichtigt werden, daß die einzelnen Summanden
saisonalen wie regionalen Schwankungen unterliegen. In den gezeigten Karten der Jahresmittelwerte
wird diesem Umstand durch Hinterlegen der Standardabweichung Rechnung getragen werden.
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Wird dieser mit Hilfe von und
in die thermale Komponente des Dichteflusses
umgewandelt, zeigen sich für den Indischen Ozean zwei Regionen die im Jahresmittel einen thermisch
getriebenen Dichtegewinn aufweisen (Abbildung 4.2, Linien):
Eine Region ist zentriert um 40
S im südwestlichen Indischen Ozean, die zweite ist die
Ost/Nordost Flanke des Subtropenwirbels. In beiden Regionen ist der latente Wärmeverlust (
)
in der Bilanz des Netto-Wärmeflusses ausschlaggebend. Das ist nicht verwunderlich,
da ca. 51% der eingestrahlten Engerie dem Ozean durch diese Verdunstungswärme
verlorengeht (17). Sie stellt damit das wichtigste Glied für den Wärmeverlust
des Ozeans dar.
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Für den Subtropenwirbel von 10S bis 30
S wird der Netto-Wärmefluß durch den latenten
Wärmefluß bestimmt.
Im Südwesten wird der Dichtegewinn durch die erst südwärtige, dann westwärtige Advektion
von warmen Wasser bewirkt. Bei der südwärtigen Advektion spielt daher der Verlust an latenter Wärme
die weitaus größte Rolle im Netto-Wärmefluß und damit im thermischen Dichtegewinn.
Bei der nachfolgenden westwärtigen Advektion ist auch der Verlust an sensibler Wärme ausgeprägt,
das saisonale Signal ist gering.
Durch die Advektion von warmen Wasser in der kühleren Atmosphäre wird zusätzlich die atmosphärische
Konvektion gefördert. Sie gewährleistet einen effektiven ``Abtransport'' der durch den Ozean
erwärmten Luft (158) und trägt so zum Verlust an sensibler Wärme bei. Die
Oberflächendichte nimmt zu und auf dem Weg nach Westen kann immer tiefer wirkende Konvektion
stattfinden.
Diese ist mit der Formation von Modewasser verbunden (107,20,106).
An der Ost/Nordost Flanke des Subtropenwirbels wird kaltes Wasser äquatorwärts transportiert,
in eine Region, die durch intensive latente Wärmeverluste gekennzeichnet ist.
Das vorherrschende Windfeld trägt hier heiße, trockene Winde vom Australischen Kontinent stammend
über den Ozean, die viel Feuchtigkeit aufnehmen können und so einen starken latenten Wärmeverlust
hervorrufen.
Die äquatoriale Region weist im Mittel einen thermisch bedingten Dichteverlust auf, sie nimmt
also Wärme auf und das Oberflächenwasser wird ``leichter''.
Der Stahlungsumsatz (), der kaum saisonalen Schwankungen unterliegt, ist hier bestimmend.
Der latente Wärmeverlust spielt eine untergeordnete Rolle, da die Luft nahezu mit Wasserdampf
gesättigt ist und der Wind relativ schwach weht.
Allein im Westteil ist eine größere Variabilität zu sehen, die sich durch den monsunabhängigen Wind
erklären läßt. Der Wind weht nicht nur stärker, er hat auch eine ausgeprägte Meridionalkomponente,
die trockenere Luft herantransportiert. So kann auch der latente Wärmeverlust, abhängig vom Monsun,
eine Rolle im Strahlungshaushalt der äquatorialen Region spielen.
Die Nordhemisphäre besitzt im Mittel einen thermisch bedingten Dichteverlust von
kgm
s
. Die saisonale Variabilität im
Strahlungsumsatz (
) und die Schwankungen im latenten wie sensiblen Wärmefluß, als
Konsequenz der Monsunwinde, können als verantwortlich angesehen werden.
Im Nordhemisphärenwinter während des Nordostmonsuns, weht trockene und kalte Festlandsluft
über den Ozean. Diese führt zu erheblichen latenten Wärmeverlusten, besonders über dem Nordteil der
Arabischen See und dem westlichen Golf von Bengalen, bei saisonal bedingtem (Winter) geringerem
Strahlungsumsatz (). Es kommt zu einem Dichtegewinn des Oberflächenwassers.
Anders im Sommer, wenn das Maximum im Strahlungsumsatz erreicht ist. Der Südwestmonsun
transportiert dann warme Luft äquatorialen Ursprungs heran, die in ihrem Wasserdampfgehalt
schon stark gesättigt ist und daher nur noch geringe Verdunstung bewirken kann.
Der latente Wärmeverlust über dem Meer ist daher gering.
Der Netto-Wärmefluß ist daher durch die Strahlungsbilanz bestimmt, die das Wasser erwärmt und die
Dichte verringert.
Lokal kann starker Wind auftreten, wie etwa vor der Küste des Oman und Somalias, der einen
Auftrieb von kalten Wasser bewirkt.
In diesen Regionen wird der generell schon geringe Verlust an latenter Wärme durch den Wärmegewinn
des Wassers aus der Erwärmung des kalten Wassers (sensible Wärme) verkleinert (35).
In der Nordhemisphäre übersteigt im Mittel der Dichteverlust im Sommer den Dichtegewinn im Winter.
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In der Nordhemisphäre sind hohe Variabilitäten durch die monsunbedingten Wechsel in extremen Niederschlägen zu sehen, besonders vor der Westküste Indiens und im Golf von Bengalen. Generell werden im Mittel dem Oberflächenwasser geringe Mengen Frischwasser entzogen und so ein geringer haliner Dichtefluß in den Ozean bewirkt.
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Neben der Formationsregion im östlichen Subtropenwirbel ist bei 40S eine
Zone positiven Dichteflusses erkennbar.
Hier bestimmt fast ausschließlich die thermische Komponente den Dichtegewinn.
(20) findet aus Simulationsrechnungen in diesem Bereich Konvektion, die
mit der Entstehung der Modewasser zusammenhängt.
Eine zusätzliche Rolle bei der Formation der Modewasser spielt noch der südwärtige
Transport von Wasser aus dem Subtropenwirbel über die Subtropenfront (106).
Die Nordhemisphäre zeigt keine Region die im Mittel einen Dichtegewinn des Oberflächenwassers
aufweist. Die thermische Komponente ist wiederrum bestimmend.
Die Variabilitäten des Dichteflusses liegen hier in der Größenordnung des mittleren Flusses,
sodaß mit Wassermassenbildung nur saisonal zu rechnen ist. Ein Beitrag des so eingebrachten Wassers
zur Ventilation der permanenten Thermokline ist nicht zu erwarten, da die Dichtewerte zu gering sind.
Da im Westen der Salzgehalt des Oberflächenwassers sehr hoch ist, kommt es beim Absinken zur
Ausbildung von Salzgehaltsmaximum Schichten.
Das Arabische See Salzgehaltsmaximum Wasser entsteht durch diesen Prozeß (98).
Zusammenfassend konnten zwei Regionen identifiziert werden, die einen mittleren positiven
Dichtefluß aufweisen. Eine ist die südwestliche Flanke des Subtropenwirbels bei ca. 40S, in
der der Wärmeverlust den Dichtefluß anführt.
Dort ist die konvektive Formation der Modewasser zu erwarten.
Eine zweite Region ist die östliche Flanke des Subtropenwirbels. Hier haben thermaler und haliner
Dichtefluß gleiche Richtung und Größe. Die Formation des Zentralwassers ist dort zu erwarten.
In der Nordhemisphäre sind im Mittel keine Regionen mit einem Dichtegewinn
des Oberflächenwassers zu finden. Saisonal können Dichtflüsse auftreten die mit
Wassermassenformation zusammenhängen.
Diese finden jedoch nicht im Dichtebereich der permanenten Thermokline statt.
Doppeldiffusive Konvektion tritt auf, wenn zwei die Dichte beeinflußende Komponenten, wie Salz und Temperatur im Ozean, verschiedene molekulare Diffusivitäten besitzen und innerhalb einer generell stabilen Schichtung eine der Komponenten instabil geschichtet ist (119). Das ist z.B. dann der Fall, wenn warmes, salzreiches Wasser über kaltem, salzarmen Wasser geschichtet ist. An der Grenzfläche beider Schichten kommt es in diesem Fall zu Instabilitäten. Das salzreiche Wasser wird abgekühlt und sinkt ab, eine fingerförmige Struktur entwickelt sich (Abb. 4.5, Foto).
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Mit den ``Fingern'' kommt es zu einem Transport von Salz durch die Schwerkraft in die
untere Schicht, wobei Wärme, weitaus weniger intensiv, durch Diffusion seitlich
abtransportiert wird.
Obwohl die ca. 70 mal höhere molekulare Diffusion von Wärme gegenüber der von Salz den Prozeß
antreibt, ist der resultierende Austauschkoeffizient für die Temperatur sehr viel geringer als der
für das Salz (A
A
). Für andere gelöste Substanzen wie Nährstoffe
ist als erste Näherung der Austauschkoeffizient für das Salz anzusetzen (82,75).
Da der Salztransport durch die ``Finger'' in ein initial dichteres Wasser stattfindet,
wird bemerkenswerterweise der resultierende turbulente Diffusionskoeffizient für die Dichte
(A
) negativ.
Neben der Doppeldiffusion in Form von Salzfingern, gibt es noch die der diffusiven
Konvektion, die auftritt, wenn eine generell stabile Dichteschichtung in der
Temperaturkomponente instabil geschichtet ist und es zu Störungen an der Grenzfläche kommt.
Dabei muß warmes, salzreiches unter kalten, salzarmen Wasser geschichtet sein.
Über die Grenzfläche wird Wärme ausgetauscht, Wasser der
unteren Schicht wird abgekühlt, behält aber seinen höheren Salzgehalt und sinkt ab. Wasser
der oberen Schicht wird erwärmt und steigt auf, da der Prozeß auf die Grenzfläche konzentriert
bleibt, wird er auch als ``layering'' bezeichnet. Ist eine Schicht gebildet, kommt es an ihrer
Grenzfläche zur darüberliegenden Schicht wieder zu einem ``layering'', so wird die Wassersäule in
einzelne homogene Schichten unterteilt. Die diesen Prozeß ermöglichende Schichtung ist
hauptsächlich in subpolaren Regionen zu finden (119).
Der Austausch wird noch verstärkt, wenn durch eine Störung (Auslenkung) der Grenzfläche
Wasser nach oben (unten) verfrachtet wird, der Wärmeaustausch mit der kühleren (wärmeren)
Umgebung macht das Wasser schwerer (leichter) und verstärkt Schwingungen der Grenzfläche - die
Möglichkeit des Wärmeaustauschs verstärkt sich dadurch.
Die folgenden Abschätzungen berücksichtigen jedoch nur die Doppeldiffusion in der Form von
Salzfingern, da diese auf Grund der Schichtung für das Thermoklinenwasser zu erwarten ist
(118,117).
Ob Doppeldiffusion stattfinden kann hängt vom Dichteverhältnis R ab das definiert ist als:
Für die Zentralwasser fand (117), daß sie sich Im T/S Diagramm besser durch eine Linie
konstanten R als durch Gerade beschreiben lassen.
Für den R
Wertebereich fand er 1.59 (Nordatlantik) bis 3.8 (Nordpazifik)
(siehe auch 33).
Da in den ``Fingern'' Salz nach unten transportiert wird, muß eine ``Salzquelle'' an der Oberfläche
für ein Aufrechterhalten des Flusses sorgen.
In den Regionen der Ozeane wo ein positiver d.h. in den Ozean gerichteter, Salzfluß auftritt, kann
dieser ``Nachschub'' erfolgen (121,120,61).
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Die halinen Oberflächendichteflüsse über den gesamten Subtropenbereich des Indischen Ozeans sind
positiv, d.h. als Resultat der Verdunstung scheint an der Oberfläche Salz ins Wasser zu gelangen
(vergl. Abschnitt 4.2, Abb. 4.3).
Ob das Wasser durch den Salzfluß auch Dichte gewinnt ist nur dann gegeben, wenn auch ein positiver
Gesamtoberflächendichtefluß erreicht wird.
Das Eintragsgebiet beschränkt sich so auf den Bereich des Subtropenwirbel
östlich von 80Ost (Abb. 4.6).
Das Vorhandensein von gleichgerichteten Flüssen wird durch die Modellsimulationen von
(117), übertragen auf den Indischen Ozean, unterstützt.
Er konnte mit Hilfe eines ein-dimensionalen vertikalen Vermischungsmodells, mit einem von R
abhängigen Austauschkoeffizienten, eine Rotation der T/S Charakteristik zeigen.
Dabei fand kein Fluß über die Grenzflächen statt. Die Rotation wird angetrieben durch
den unterschiedlich starken vertikalen Austausch von T und S innerhalb der Wassersäule
(Abb. 4.7, links).
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Ein qualitativer Vergleich von T/S Kurven aus dem Indischen Ozean in verschiedenen Regionen
im Subtropenwirbel zeigt ebenfalls eine Rotation entlang des vermuteten Ausbreitungsweges des
Zentralwassers (Abb. 4.7, rechts).
Die Rotation erfolgt dabei um die 26.7 kgm Isopykne, die (176) als
isopyknischen Mode der Ausbreitung des ICW identifizierten. Bezogen auf die Salzflüsse,
die als diapyknische Flüsse wirken, kann das Ergebnis hier nicht bestätigt werden.
Der Salzfluß findet über den gesamten Dichtebereich des Zentralwassers statt, die Rotation um
die 26.7kgm
Isopykne hängt vermutlich von der initialen R
Verteilung des
Zentralwassers und der Stärke der Oberflächenflüsse ab.
Die Rotation setzt jedoch erst ein, wenn die Oberflächenflüsse aussetzen, was in Übereinstimmung
mit den Modellergebnissen von (117) steht.
Die Größenordnung der doppeldiffusiven Flüsse kann über das aus Laboruntersuchungen
abgeleitete S
Gesetz berechnet werden (z.B. 155).
Der Salzfluß wird dabei in Abhängigkeit vom Salzgehaltkontrast (
S) über einen Sprung
im Salzgehaltsprofil berechnet.
Die Gültigkeit des
S
Gesetzes für den Ozean ist umstritten
(63,38), dennoch soll es in der vorliegenden Arbeit angewandt werden und so
ein Vergleich mit früheren Untersuchungen ermöglichen.
Der mit dem Salzfluß in den ``Fingern'' assoziierte Auftriebsfluß (
)
berechnet sich nach (155) zu:
Wird der Salzfluß über die Dichte in einen Dichtefluß umgewandelt, läßt er sich mit den
Oberflächendichteflüssen vergleichen (Abb. 4.8). Bezogen auf den halinen
Oberflächendichtefluß, besitzen beide ihr Maximum im Bereich 15
S bis 30
S, wobei der
Salzfinger Dichtefluß eine Größenordnung von 20% bis 30% des halinen
Oberflächendichteflusses hat.
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Für die OMP Analyse der Daten, hat die Salzfingeraktivität Konsequenzen:
Der verstärkte Salzfluß in den ``Fingern'' bedeutet unterschiedlichen Austausch von Temperatur
und Salzgehalt bzw. Nährstoffen. Da die OMP Analyse von identischen Austauschkoeffizienten
ausgeht, wäre sie für diese Region nicht anwendbar, solange der doppeldiffusive Fluß dominiert.
Das sporadische Auftreten der Flüsse (121) und die Überlagerung der doppeldiffusiven
Vermischung mit anderen Vermischungsmechanismen, wie dynamischen Instabilitäten verringern den
Vermischungseffekt der Doppeldiffusion auf die Zusammensetzung des Tracerfeldes (82).
Eine OMP Analyse ist daher grundsätzlich auf großen Skalen anwendbar.
Um die Rotation der T/S Charakteristik durch die Doppeldiffusion dennoch zu berücksichtigen, kann
die Gewichtung der Salzgehalts- und Temperaturdaten entsprechend gewählt werden.
In der vorliegenden Arbeit wurde die Gewichtung der Temperatur für die Analyse der Daten aus
der Nordhemisphäre im Vergleich zur Südhemisphäre halbiert.
Zusammenfassend ist zu sagen, daß die doppeldiffusiven Prozesse im Indischen Zentralwasser in der Form von Salzfingern eine Rolle spielen. Ihr Auftreten ist mit dem halinen Dichtefluß an der Oberfläche korreliert. Setzt der Oberflächenfluß aus, ist eine Rotation der T/S Charakteristik zu beobachten. Um diese Vermischung innerhalb der Wassermasse auch mit der OMP Analyse berücksichtigen zu können, werden in der vorliegenden Arbeit die Temperaturdaten der Nordhemisphäre nur halb so stark gewichtet wie in der Südhemisphäre.
Die mittleren Subduktionsraten werden mit zwei unabhängigen Methoden berechnet:
Die Ergebnisse beider Methoden werden miteinander verglichen.
Für den Indischen Ozean wurde die Tiefe der Oberflächenmischungsschicht aus den Temperaturdaten und
Salzgehaltsdaten der WOA Klimatologie berechnet. Die Daten wurden dazu auf 10 m Vertikalabstände
Spline interpoliert. Es wurde dann die Tiefe bestimmt, in der die Oberflächendichte um
0.125 kgm zugenommen hat.
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Die effektive Vertikalgeschwindigkeit () läßt sich aus der
Ekmanpumpinggeschwindigkeit (Gl. 1.1) und dem horizontalen
Geschwindigkeitsfeld mit Hilfe der Sverdrup Bilanz (Gl. 1.2) bestimmen.
Unter Benutzung der Ekmanpumpinggeschwindigkeit gilt die Sverdrup Bilanz für das Intergal von der
Oberfläche bis in die Tiefe, in der keine Geschwindigkeiten mehr auftreten, die ``layer of no motion''
(LNM;
).
In der hier angestrebten Berechnung der Subduktion (Gleichung 4.1) ist jedoch zu
berücksichtigen, daß die Tiefe der Oberflächenmischungsschicht
meist oberhalb der LNM liegt.
Nur ein Teil der Ekmanpumpinggeschwindigkeit
kann daher effektiv Fluid in die
Thermokline transportieren.
Es wird aus der mittleren meridionalen Geschwindigkeitskomponente oberhalb von
eine
scheinbare Vertikalgeschwindigkeit rückgerechnet.
Diese kann als die Geschwindigkeit aufgefaßt werden, die für das mittlere Geschwindigkeitsfeld
bis in die Tiefe
verantwortich ist. Sie stellt so auch die Korrektur auf
dar.
Die in der Tiefe
vorhandene vertikale Geschwindigkeitskomponente (
) ergibt
sich daher zu:
Wird Gleichung 4.2 in Gleichung 4.1 eingesetzt,
ergibt sich der Jahresmittelwert der Subduktionsrate zu:
Die drei Komponenten, Ekmanpumpinggeschwindigkeit (), koorigierte Vertikalgeschwindigkeit
(
) und der laterale Eintrag (
), sowie deren Summe,
die mittleren Subduktionsrate (
), werden für den Indischen Ozean
berechnet und nun vorgestellt. Es wird dabei der Vorgehensweise von (77), übertragen auf
die Südhemisphäre, gefolgt.
Als hydrographische Datenbasis diente der WOA Datensatz, die atmosphärischen Daten (Windschub)
wurden dem SOC Datensatz entnommen.
Die Berechnungen wurden nur nördlich der Region der tiefsten winterlichen
Oberflächenmischungsschicht durchgeführt, da diese auch die südliche Begrenzung des
Subtropenwirbels kennzeichnet (140).
Als erste der drei Komponenten wurde der Jahresmittelwert der Ekmanpumpinggeschwindigkeit
(
) aus den Windschubkomponenten des SOC über die Gleichung 1.1
berechnet. Da durch den Coriolisparameter
geteilt wird ist die Gleichung am Äquator (
)
nicht anwendbar.
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Um die beiden weiteren Komponenten, die effektive Vertikalgeschwindigkeit und den
laterale Eintrag,
bestimmen zu können ist die Kenntnis des Geschwindigkeitsfeldes erforderlich.
Es wurden daher die saisonalen geostrophischen Geschwindigkeiten aus den geopotentiellen
Anomalien berechnet (siehe z.B. 96).
Als Referenzlevel (``level of no motion'') wurde das 2500 m Tiefenniveau oder, falls die Region
flacher war, der Bodenwert benutzt (77).
Am Äquator ist die Bestimmung der Geschwindigkeiten nicht möglich da wird.
Abbildung 4.11 (unten) zeigt das geostrophische Geschwindigkeitsfeld im Australwinter in der
Tiefe der Oberflächenmischungsschicht.
Die antizyklonale Zirkulation des Subtropenwirbels zwischen von 10S bis 30
S ist gut
zu erkennen.
Äquatornah ist der breite, nach Osten setzende, äquatoriale Gegenstrom/Monsunstrom zu erkennen.
Südlich davon ist der westlich setzende Südäquatorialstrom, der die Nordflanke des
Subtropenwirbels darstellt, gut zu sehen. Er transportiert Wasser das aus dem Indonesischen
Archipel stammt zonal über den gesamten Indischen Ozean.
Im Südwesten bei ca. 40
S ist die östlich setzende Agulhas Retroflektion und der Übergang
in den Südindischen Strom (140) gut aufgelöst.
Bei ca. 35
S ist eine schwache westliche Strömung über den gesamten Indik zu sehen, die
auch von (140) beobachtet wurde und mit der Subtropenfront in Zusammenhang steht.
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Summiert man die Komponenten nach Gleichung 4.3 auf, so ergibt sich der Jahresmittelwert
der Subduktionsrate S (Abbildung 4.13; unten).
Wie aufgrund der einzelnen Komponenten zu erwarten, ist an der Subtropenfront das Bild vom lateralen
Eintrag geprägt. Im Subtropenwirbel dagegen spielt die Vertikalgeschwindigkeit, die hier
hauptsächlich durch das Ekmanpumpinggeschwindigkeit verursacht wird, die ausschlaggebende Rolle.
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Da Wassermassen mit ihren T/S Eigenschaften auch bestimmte Dichtebereiche im Ozean einnehmen,
wurden die Subduktionsraten über Dichteintervalle (
kgm
) der Dichte
in der Tiefe der winterlichen Oberflächenmischungsschicht gemittelt.
Zum Vergleich werden auch die zugehörige Raten angegeben, wie sie eine Berechnung der Subduktion
allein aus der Ekmanpumpinggeschwindigkeit hervorbringt (Abbildung 4.14,
schwarze Linie).
Die angegebenen Fehlerbalken beruhen auf der Variabilität in den Dichteintervallen bei
unterschiedlicher Auswahl des ``Subduktionsmonats''.
Drei Kombinationen der Monate der tiefsten Oberflächenmischungsschicht wurden dazu benutzt
(Sept., Okt. und Sept./Okt.).
Bis zu einer Dichte von 25.6 kgm ist die Subduktionsrate mit der unkorrigierten
Ekmanpumpinggeschwindigkeit identisch (scharze Linie).
Zu höheren Dichten ändert sich dieses Bild jedoch grundlegend.
Durch den lateralen Eintrag steigt die Subduktionsrate an, bis sie bei 26.85kgm
ihr Maximum
erreicht, wobei bei 26kgm
und 26.5kgm
ebenfalls lokale Maxima zu erkennen sind.
Alle drei Dichtebereiche sind mit den Modewassern verbunden (24).
Im Bereich der maximalen Subduktionsraten ist eine besonders große Variabilität
zu sehen. Der Grund kann darin liegen, daß zwei Einträge parallel stattfinden.
Großflächig wird vertikal Wasser durch das Windfeld eingebracht, dagegen finden lokal große
laterale Einträge statt.
Diese unterschiedlichen ``Bildungsmeachnismen'' spielen für die Charakterisierung und
die Unterscheidung von Modewasser und Zentralwasser eine bedeutende Rolle.
Die Analyse legt zudem nahe, daß die Modewasser eher kontinuierlich eingetragen werden, wie es
auch die Abbildung 4 von (24) zeigt. Es gibt dabei zwar ausgeprägte ``Modes'', wie
etwa den zentriert bei
=26.85kgm
, dennoch findet der Eintrag kontinuierlich und parallel
zum vertikalen Eintrag statt. Es soll daher auch von einer ``Modewassermasse'' ausgegangen werden
die den Dichtebereich von 25.2 bis 26.9 kgm
mit unterschiedlicher Intensität
ventiliert (Abbildung 4.14) und über ihren Formationsmechanismus
definiert ist.
Eine Abschätzung der Fehler dieser Analyse der Subduktionsraten ist schwierig. Zu den WOA Daten läßt sich sagen, daß das Hauptproblem die Fehler durch das benutzte Interpolationsverfahren in der Nähe von Frontalregionen ist (68). Wahrscheinlich hängen damit auch die teilweise erheblichen Dichteinstabilitäten südlich der Subtropenfront zusammen. Dadurch, daß der Bereich südlich der maximalen Tiefe der Oberflächenmischungsschicht aus der Analyse ausgelassen wurde, hat der Fehler durch die Dateninterpolation kaum Einfluß auf das Ergebnis. Nach Angaben von (77) sind ca. 30% Fehler auf die mittlere Subduktionsrate im Innern des Subtropenwirbels anzusetzen. Sie benutzten dabei für den Nordatlantik die WOA Klimatologie von 1982, die generell auf einer kleineren Datenmenge basiert als die hier verwandte WOA Klimatologie von 1994. Fehleruntersuchungen in der vorliegenden Arbeit werden nur über die Variabilität der Monate, in denen die Subduktion stattfinden kann, getroffen.
Eine zweite, unabhängige Methode zur Bestimmung der Subduktionsraten soll nun zeigen, ob die Größenordnung der hier gefundenen Raten bestätigt werden kann.
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Die Subduktionsrate (S) in der Region
, ist das Verhältnis der Schichtdicke
(
z
) zwischen zwei Ispoyknen (
), relativ zu der Zeit
(
) die vergangen ist seit ein Teilchen entlang der tieferen Isopykne
(
) die Oberflächenmischungsschicht verlassen hat:
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(4.5) |
Die Methode unterliegt einigen Einschränkungen:
Neben den Altersinformationen aus den FCKW Daten im Subtropenwirbel (I5 und I8)
wurden für die nun gezeigte Untersuchung auch die Sauerstoff Misch-Alter aus den AOU Werte des Reid und
Mantyla Datensatzes berechnet. Dadurch stand eine weitaus größere, jahreszeitlich unabhängige
Datenbasis zur Verfügung.
Um dem Einfluß der Vermischung mit Wasser aus dem Indonesischen Archipel zu vermeiden, wurden
nur Daten südlich von S analysiert.
Der Ursprungsbreitengrad (
) jedes Datenpunktes wurde aus der Verteilung der winterlichen
Dichte in der Tiefe der Oberflächenmischungsschicht bestimmt (Abbildung 4.16).
Dazu wurden Breitengrad und Oberflächendichte über ein Polynom dritten Grades,
nach der Methode der kleinsten Quadrate, einander angepaßt.
Jedem zu analysierenden Datenpunkt konnte mit dieser Beziehung ein Ursprungsbreitengrad (
)
unter der Annahme isopyknischer Ausbreitung zugeordnet werden.
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Zur Einschätzung der Fehler wurden die Unsicherheiten in der Bestimmung der
Verteilung von Dichte zum Breitengrad mit 2.5
berücksichtigt (Abbildung 4.16,
gestrichelte Linien).
Abbildung 4.17 zeigt die Subduktionsraten berechnet mit Hilfe der transienten Tracer Methode aus Sauerstoff Misch-Alter (graue Punkte) sowie FCKW Misch-Alter (weiße Punkte). Zum Vergleich sind die mittleren Subduktionsraten aus der kinematischen Methode ebenfalls eingetragen (schwarze Linie, siehe auch Abb. 4.14).
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Wird die Subduktionsrate eines Dichteintervalls über die zugehörige Fläche aufsummiert, lassen sich die mittleren Subduktionsraten in Volumentransporte subduzierten Wassers umwandeln.
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Wie aus den mittleren Subduktionsraten (Abbildung 4.17) zu erwarten war, wird bis zu
einer Dichte von 25.7 kgm das Subduktionsvolumen durch die Ekmanpumpinggeschwindigkeit bestimmt.
Zu höheren Dichten nimmt der Einfluß des lateral eingebrachten Volumens stark zu, und
erreicht im Bereich des Subantarktischen Modewassers (26.8 kgm
) sein Maximum.
Der Transport der einzelnen Komponenten wurde für den untersuchten Dichtebereich von 25.3 bis 26.9
kgm
aufsummiert (Tabelle 4.2). Der angegebene Fehler bezieht sich auf die Variation
des Monats, in dem die Subduktion stattfindet.
Volumentransporte | ||||
Südindik | Nordatlantik | Nordpazifik | ||
Ekman Transport | (13.0 ![]() |
(22.2 Sv) | (30.8 Sv) | |
effektiver Vertikaltransport | 11.3 ![]() |
17.5 Sv | 25.1 Sv | |
lateraler Transport | 21.4 ![]() |
9.5 Sv | 10.1 Sv | |
Gesamttransport aus S![]() |
32.7 ![]() |
27.0 Sv | 35.2 Sv |
Tabelle 4.3 gibt die Tracercharakteristik des subduzierten Wassers an. Auf eine gesonderte
Definition der Modewasser wurde verzichtet, da diese in der Zentralwasser Charakteristik
aufgeht und beide in der OMP Analyse als eine Wassermasse (ICW) definiert werden.
Eine Trennung in individuelle Wasser kann nach der Analyse über die biogeochemischen Änderungen
erfolgen. Die Nährstoffdefinitionen wurden über eine Anpassung an die T/S Daten aus den Expeditionen
I5 und I8 ermittelt.
Temperatur | Salzgehalt | O![]() |
PO![]() |
H![]() ![]() |
NO![]() |
Volumen | |
ICW | 18 - 9 | 35.8 - 34.65 | 230 - 260 | 0 - 1.1 | 0.5 - 5 | 0 - 15 | 32 Sv |
Zusammenfassend ist zu den durch Subduktion in die Thermokline eingebrachten Wassermassen zu sagen: Das Zentralwasser wird durch den Vertikaltransport aufgrund von Divergenzen im Ekman Massentransport eingebracht. Ein Band von Modewassern wird durch den Austausch über die Subtropenfront lateral eingetragen. Der laterale Eintrag ist dabei im Indischen Ozean, verglichen mit Nordatlantik und Nordpazifik, um den Faktor 2 bis 3 mal höher. Dieses kann auf die Form der Subtropenfront in Kombination mit den dort auftretenden Geschwindigkeiten zurückgeführt werden. Für bestimmte Dichtebereiche lassen sich besonders hohe Subduktionsvolumen nachweisen. Diese stimmen mit den von (24) identifizierten Modewassern des Indischen Ozeans überein. Die Wassermassen (Zentralwasser und Modewasser) lassen sich initial in ihren Tracerwerten nicht unterscheiden. Initiale Definitionswerte werden daher als identisch angenommen und als ICW bezeichnet.
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In der folgenden Untersuchung wird geprüft, ob sich die Charakteristika des IEW, als ein
Resultat intensiver Vertikalvermischung erklären lassen.
Dazu werden: (1) die meridionale Abgrenzung der äquatorialen Wassermasseneigenschaften zur Umgebung untersucht.(2) Die zonale Homogenisierung und mittlere Ausbreitung untersucht. Sowie (3), mit einem ein-dimensionalen vertikalen Vermischungsmodell der Enstehungsmechanismus durch verstärkte Vertikalvermischung untersucht.
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Im Indischen Ozean legen CTD Daten entlang des Äquators eine Dreiteilung der Wassersäule aufgrund der T/S Eigenschaften nah (Abbildung 4.21):
(21) zeigten, wie durch intensive Vermischung mit einer Homogenisierung des
Salzgehaltes zu rechnen ist. Die Äquatorialregion des Indischen Ozeans wird jetzt ebenfalls
auf eine Homogenisierung im Salzgehalt untersucht. Die Untersuchung wurde für die zweite Schicht
(Zwischenschicht von
=26.85 bis 27.25kgm
) durchgeführt, da hier die Homogenisierung am
deutlichsten wird.
Mit den Daten, die in der äquatorialen Region vorlagen, wurden die meridionale und zonale
Untersuchung angestellt.
Zur Meridionaluntersuchung wurden CTD Daten der M32 Reisen (M32/4 und M32/1), entlang des
80O Schnittes und im Bereich 90
O benutzt (Abbildung 4.22, oben).
Eine Zonaluntersuchung wurde mit den Reid und Mantyla Daten durchgeführt
(Abbildung 4.22, unten).
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Zur Untersuchung der meridionalen Struktur wurden die Standardabweichungen und die Mittelwerte der Salzgehalte über die zweite Schicht berechnet. Bei einer ausgezeichneten Homogenisierung des Äquators, wird eine geringere Standardabweichung, als Ausdruck der Homogenität erwartet. Die Breite der Homogenisierungszone sollte als Sattelpunkt im Mittelwert gesehen werden.
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Die zonale Struktur wurde in einzelnen Boxen untersucht: drei zonale Bänder um den Äquator
von 2 Breite wurden in 5
breiten Zonalboxen aufgeteilt (Abb. 4.22, unten).
In diesen Boxen wurden wiederum Mittelwert und Standardabweichung berechnet.
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Mit Hilfe eines ein-dimensionalen Vermischungsmodells wurde die Hypothese der ``Erzeugung''
von IEW geprüft. Mittlere Profile der Temperatur und des Salzgehalts aus der westlichen Region
des Äquators dienten dabei als Randbedingung für das Modell.
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Im weiteren soll die Zone, in der die Homogenisierung am ausgeprägtesten auftritt (Schicht 2),
mit dem Indische Äquatorialwasser (IEW) verbunden sein.
Im Osten besitzt die Wassermasse einen Salzgehalt von 34.99 im Temperaturbereich 8C bis 10
C
(Dichtebereich
=26.85 bis 27.25 kgm
).
Die Quellwasser sind das in der Tiefe an der afrikanischen Küste nach Süden transportierte
Rote Meer Wasser (101). Beiträge vom Antarktischen Zwischenwasser und
Wasser aus dem Indonesichen Archipel sind zudem möglich (174).
Zusammenfassend ist zu sagen, daß die Formation des IEW plausibel beschrieben werden konnte.
Es konnte durch die Untersuchung gezeigt werden, daß der Äquator eine Wassermassen-Barriere
darstellt, wie es auch schon (129) und (176) erwähnen.
Das ein-dimensionale Vermischungsmodell erlaubt es die beobachteten Änderungen in den Profilen
von Temperatur und Salzgehalt zu simulieren. Dabei werden gute Ergebnisse erzielt, wenn
der turbulenten Diffusionskoeffizienten um den Faktor 15 höher als im Mittel gewählt wurde
(
).
Da das IEW in der Übergangszone zum tiefen Ozean zu finden ist, hat es nur einen geringen
Einfluß auf die Wassermassenzusammensetzung der Thermokline.
Nur eine mittlere Charakteristik soll bei der Analyse berücksichtigt werden.
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Der Austausch des Roten Meeres mit dem Indischen Ozean bzw. zunächst mit dem Golf von Aden, erfolgt
über die Straße von Bab-el Mandeb. Die Silltiefe beträgt 137 m (73).
Der mittlere Volumentransport vom Roten Meer in den Indischen Ozean wurde aus Messungen mit
verankerten ADCP's als 0.35 Sv bis 0.37 Sv bestimmt (89), der Transport variiert
dabei zwischen 0.05 Sv bis 0.7 Sv.
Das warme und sehr salzreiche Wasser sinkt entlang des Bodens in verhältnismässig große Tiefen
des Golf von Aden ab (ca. 500 m bis 800 m nach 171).
Das Ausstromwasser (RSW) bekommt seine Charakteristik durch die Vermischung beim
Überströmen der Schwelle und nachfolgender Ausbreitung am Hang (73).
Würde die Vermischung nicht stattfinden, so wäre das RSW bei ca. 1200 m Tiefe zu
finden sein (171).
(171) gibt 27.2 kgm als Dichte der Kernschicht des RSW an,
(84) die 27.35 kgm
.
Die Charakteristika in Temperatur, Salzgehalt, Sauerstoff und Nährstoffen verändern sich dabei
stetig durch die Vermischung mit dem Umgebungswasser im Golf von Aden.
(73) geben 20.5
C als Kerntemperatur und 39 als Salzgehalt an, die auch
von (84) bestätigt werden. Aus Daten der M32/1 Reise
konnte 21
C und 38.7 bei 75
molkg
Sauerstoff ermittelt werden.
Der Austausch vom Persischen Golf mit dem Indischen Ozean bzw. dem Golf von Oman, findet über die
Straße von Hormus statt. Die Silltiefe beträgt hier 90 m.
Die Wassermasse wird, wie im Falle des RSW, durch Vermischung bei überströmen des Sills modifiziert.
Starke Gezeitenströmungen spielen dabei eine Rolle (3).
(3) ermittelte einen saisonalen Eintrag mit Quellen beim Salzgehalt von 37.5 und 38,
sowie Dichten von 26.30 und 26.95kgm. Aus den M32/1 Daten lassen sich ein Salzgehalt von
37.2, eine Temperatur von 21
C und ein Sauerstoff von 55
molkg
bei einer Dichte von 26.45kgm
ableiten.
Der Volumentransport wird von (62) mit 0.08 Sv angegeben, wobei saisonale
Fluktuationen beobachtet wurden (3).
Da beide Wassermassen, RSW und PGW, schnell ihre extreme Charakteristik verlieren, wird in dieser
Arbeit dem Beispiel von (176) gefolgt und nur eine Definition für beide Wassermassen
angegeben (siehe Tabelle 4.5)
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Aus Daten der FR03/88 Reise (Timor See) wurde der Bereich 8.1C bis 10
C bei 34.56
Salzgehalt, sowie 10
C bis 16.4
C bei 34.56 bis 34.55 Salzgehalt als
Quellcharakteristik ermittelt.
Der Volumentransport in den Indischen Ozean wird mit 4 Sv bis 12 Sv (30) angegeben,
wobei 7 Sv als ein Mittelwert für die oberen 1000 m angesehen werden kann.
Der Einstrom unterliegt starken saisonalen und interannualen Schwankungen. Letztere können mit dem
ENSO (``El Nino Southern Oscillation'') in Verbindung gebracht werden (85)
und bis zu 5 Sv Transportminderung verursachen.
(48) ermittelten mit Hilfe von Tritium/
He Daten einen Einstrom von 0.1 Sv bis 1 Sv
für den Bereich 800 m bis 1400 m.
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Von dort wird es mit dem Zirkumpolarstrom in alle Ozeane transportiert.
Benutzt man das Salzgehaltsminimum als die hydrographische Charakteristik des AAIW, ist die
Definition leicht zu treffen. In dieser Arbeit wurde die Definition von (147)
übernommen: Temperatur bei 4.5C und Salzgehalt von 34.34 an.
(151) geben als Quellcharakteristik 2.0
C bis 2.5
C bei 33.8 Salzgehalt an, die
jedoch beim Erreichen des Subtropenwirbels 3
C bis 4
C und einen Salzgehalt von 34.3
aufweisen. (19) geben den Temperaturbereich 2
C bis 10
C bei einem
Salzgehalt von 33.8 bis 34.8 an.
Die Volumentransporte des AAIW in den Indischen Ozean sind schwer abzuschätzen.
Ergebnisse aus dem FRAM (``Fine Resolution Antarctic Model'') legen die Größenordnung
4 Sv nahe (116) die auch von Zenk (pers. Mitteilung) bestätigt werden.
Tabelle 4.5 zeigt eine Übersicht der importierten Wassermassen die
auf die Thermoklinenventilation einen Einfluß haben können.
Zusammenfassend kann gesagt werden, daß eine verhältnismäßig große Anzahl importierter Wassermassen Einfluß auf die Thermoklinenzusammensetzung nimmt. Dabei kommen die Wassermassen hauptsächlich mit Extremwerten in das Gebiet: salzreich (RSW/PGW) und salzarm (AAMW, AAIW).