next up previous contents
Next: 5. OMP Analyse der Up: Über die Ventilation der Previous: 3. Allgemeines zu Wassermassen

Unterabschnitte


4. Wassermassen des Indischen Ozeans

In diesem Kapitel werden die Entstehungsmechanismen und die ihnen zuzurechnenden Wassermassen der Thermokline des Indischen Ozeans ermittelt und beschrieben. Zuerst werden die atmosphärischen Bedingungen untersucht und Regionen der möglichen Wassermassenbildung eingegrenzt. Der Einfluß Doppeldiffusiver Prozesse auf die Wassermassentransformation wird dann abgeschätzt. Daraufhin werden, nach Entstehungsmechanismen getrennt, die Wassermassen Kennzahlen, d.h die Volumina und Definitionswerte von Tracern festgelegt. Es werden sowohl eigene Berechnungen angestellt als auch auf Literaturwerte zurückgegriffen.

4.1 Mechanismen der Wassermassenformation

Nach (150) können vier Prozesse unterschieden werden, die zur Formation von Wassermassen führen. Drei der Prozesse beruhen auf physikalischen Mechanismen, die sich in solche mit einer Wechselwirkung zwischen Ozean und Atmosphäre (Subduktion, Konvektion) und solche mit einer ``Neubildung'' durch Vermischung (interne Vermischung) unterscheiden. Als vierter Prozeß kommt der ``Import von Wasser'' hinzu, der zwar physikalisch keine Neubildung beschreibt, aber einen starken Einfluß auf die Wassermassenstruktur eines Meeresgebietes haben kann.

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).

Abbildung 4.1: Subduktionrate (S) in die Thermokline bei geneigter Tiefe der Oberflächenmischungsschicht. $\sf w_{Ek}$ ist die Ekmanpumping Geschwindigkeit, $\sf w_{H}$ die effektive Vertikalgeschwindigkeit und $\sf u_{\rm H}$ die lateral wirkende geostrophische Geschwindigkeit (nach 90).
\includegraphics [width=12cm]{wasserm/ml_prinzip.eps}

Der Eintrag wird aus einer Kombination von Vertikalgeschwindigkeit (${\sf w_{H}}$) und Horizontalgeschwindigkeit (${\sf u_H}$), 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 5$^{\circ }$C bis 15$^{\circ }$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. 12$^{\circ }$S, 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/$^3$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.


Tabelle 4.1: Wassermassen und Bildungsmechanismen des Indischen Ozeans. Bei importierten Wassermassen meint `lokal' den Entstehungsmechanismus im Quellgebiet.
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)


4.2 Oberflächendichteflüsse

Über die Bestimmung von Oberflächendichteflüssen, die auch kurz als Dichteflüsse bezeichnet werden sollen, lassen sich potentielle Formationsregionen von Wassermassen ermitteln (120). Die Flüsse werden über die Wechselwirkung zwischen Ozean und Atmosphäre in Form von Wärme- und Frischwasserflüssen gesteuert. Kommt es zum Dichtegewinn der Oberfläche muß das Wasser absinken. Es werden jetzt diese Flüsse für den Indischen Ozean bestimmt um potentielle Bildungsgebiete für Wassermassen zu identifizieren.

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 1$^{\circ }$$\times $1$^{\circ }$ Klimatologie, die das ozeanische Oberflächentemperatur und Oberflächensalzgehaltsfeld bereitstellt (66,67).

Der mittlere Gesamtdichtefluß ($F_{\rho}$) an der Oberfläche des Ozeans setzt sich aus einer thermischen ( $-\rho \alpha F_{\rm T}$) und einer halinen Komponenete ( $\rho \beta F_{\rm S}$) zusammen (120):

$\displaystyle F_{\rho} = -\rho (\alpha F_{\rm T} - \beta F_{\rm S})$      

dabei sind $F_{\rm T}$ der Wärmefluß und $F_{\rm S}$ der Salzfluß. Diese werden mit der mittleren Dichte $\rho$, dem Wärmeausdehnungskoeffizient $\alpha=(-1/\rho) \partial\rho/\partial{T\vert}_{p,S}$ und dem halinen Kontrationskoeffizient $\beta=( 1/\rho) \partial\rho/\partial{S\vert}_{p,T}$ in Dichtefluß Komponenten überführt. Die Komponenten des Wärmeflusses sowie Verdunstung und Niederschlag sind über dem Meer schwierig zu bestimmen und besitzen relativ große Unsicherheiten (L. Hasse, pers. Mitteilung; 120,151). Die hier vorgestellten Verteilungen des Dichteflusses sollen daher nur qualitativ und großskalig interpretiert werden.

Der Netto-Wärmefluß ($Q$) einer Region des Ozeans setzt sich aus drei Komponenten zusammen (17): dem Strahlungsumsatz ($Q_{STR}$), welcher sich aus der Wärmeenergie der absorbierten Sonnen- und Himmelsstrahlung sowie der langwelligen Ausstrahlung zusammensetzt, der Verdunstung oder latenter Wärme ($Q_L$) und der direkten Wärmeübertragung oder sensiblen Wärme ($Q_S$)


\begin{displaymath}Q=Q_{STR}-Q_L-Q_S\end{displaymath}

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.

4.2.0.1 Thermische Komponente des Dichteflusses

Der Wärmefluß, der die thermische Komponente des Dichteflusses bestimmt ($F_{\rm T}$), wird aus dem Netto-Wärmefluß ($Q$), der mittleren Dichte des Oberflächenwassers ($\rho$) und der Wärmekapazität des Oberflächenwassers ($C_p$, 26) berechnet (z.B. 28):
$\displaystyle F_{\rm T} = \frac{Q}{\rho C_p}$      

Wird dieser mit Hilfe von $\alpha$ und $\rho$ 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$^{\circ }$S im südwestlichen Indischen Ozean, die zweite ist die Ost/Nordost Flanke des Subtropenwirbels. In beiden Regionen ist der latente Wärmeverlust ($Q_L$) 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.

Abbildung 4.2: (Linien) Jahresmittel des thermischen Dichteflusses ( $-\rho \alpha F_{\rm T}$) [10$^{-6}~$kg m$^{-2}$ s$^{-1}$] (positiv: in den Ozean). (Graustufen) Standardabweichung des thermischen Dichteflusses [10$^{-6}~$kg m$^{-2}$ s$^{-1}$].
\includegraphics [width=13cm]{wasserm/FT.eps}

Für den Subtropenwirbel von 10$^{\circ }$S bis 30$^{\circ }$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 ($Q_{STR}$), 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 $\rm\overline{F}_T = - 5\cdot 10^{-6}$kgm$^2$s$^{-1}$. Die saisonale Variabilität im Strahlungsumsatz ($Q_{STR}$) 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 ($Q_{STR}$). 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.

4.2.0.2 Haline Komponente des Dichteflusses

Der ``Fluß'' von Salz resultiert aus dem Verlust von Süßwasser durch Verdunstung und dem Eintrag von Süßwasser durch Niederschlag. Hier wird die doppelte Bedeutung der Verdunstung für die Oberflächendichteflüsse klar: neben der Verdunstungswärme, die Auswirkungen auf den thermisch bedingten Dichtegewinn hat, bewirkt das durch die Verdunstung zurückgelassene Salz, einen halinen Dichtegewinn. Die Größen werden dabei über die Verdunstung - Niederschlagsrate (${\rm V-N}$) gekoppelt. Die Verdunstung - Niederschlagsrate wurden aus dem latenten Wärmefluß ($Q_L$) und der latenten Verdunstungswärme von Seewasser, abhängig von der Temperatur des Wassers ($L(\rm T)$, z.B. 28), sowie mit Hilfe des Gesamtniederschlags (N) berechnet (28,120):
$\displaystyle ({\rm V-N}) = \frac{Q_L}{L(\rm T)} - \rm N$      

Da das mittlere Salzgehaltsfeld als stationär angenommen werden kann, muß einem durch Verdunstung verursachten ``Salzüberschuß'' in Regionen mit $({\rm V-N})>0$ durch Vermischung entgegengewirkt werden. Der Frischwasser(ab)transport über die Oberfläche muß bei Stationarität durch einen etwas größeren ``Salzwasserfluß'' unterhalb der Oberfläche versorgt werden $({\rm V-N})/(1-s)$ (136). In diesem Ausdruck ist $s$ die Masse des gelösten Salzes in einer Standardmasse Seewasser ($\sim 0.035$). Das Salz, welches an der Oberfläche zurückbleibt, entspricht dann: $({\rm V-N}) \cdot s/(1-s)$. Dieses muß durch Turbulenz und Diffusion ins Innere des Ozeans transportiert werden, um die geforderte Stationarität der Verhältnisse zu gewährleisten und wird als Salzfluß bezeichnet (120):
$\displaystyle F_{S} = ({\rm V-N}) \cdot s/(1-s)$      

Auch die Verringerung des Salzghalts durch Flußeinträge, wie etwa im Golf von Bengalen, findet bei der Berechnung des halinen Dichteflusses Eingang. Sie wird über den Oberflächensalzgehalt in die Gleichung aufgenommen.

Abbildung 4.3: (Linien) Jahresmittel des halinen Dichteflusses ( $\rho \beta F_{\rm S}$) [10$^{-6}$ kg m$^{-2}$ s$^{-1}$] (positiv: in den Ozean). (Graustufen) Standardabweichung des halinen Dichteflusses [10$^{-6}~$kg m$^{-2}$ s$^{-1}$].
\includegraphics [width=13cm]{wasserm/FS.eps}

Der aus dem Salzfluß berechnete mittlere haline Dichtefluß ist in der Südhemisphäre zwischen 10$^{\circ }$S und 45$^{\circ }$S positiv (Abbildung 4.3, Linien). Die Variabilität ist dabei zwischen 20$^{\circ }$S und 30$^{\circ }$S relativ gering. Schon in der Diskussion der thermisch bedingten Dichteflüsse wurde der latente Wärmeverlust durch Verdunstung in diesen Bereich dikutiert. Dieser führt auch zum beobachteten positiven haline Dichtefluß. Beide Dichteflußkomponenten sind dabei von gleicher Größenordnung. Die äquatoriale Region teilt sich in zwei Bereiche. Im Ostteil kommt es, bedingt durch die hohe Niederschlagsrate von bis zu 5 m/Jahr zu einem Dichteverlust des Oberfläschenwassers. Im Westteil kommt es im Mittel durch die Verdunstung zu positiven halinen Dichteflüssen. Für die realtiv hohe Verdunstung spielt die Meridionalkomponente im Monsunwind eine Rolle, die die sonst in dieser Region mit Wasserdampf gesättigte Luft austauscht.

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.

4.2.0.3 Gesamtdichtefluß

Der Gesamtdichtefluß ist stark durch den thermischen Dichtefluß bestimmt (Abbildung 4.4, Linien).

Abbildung 4.4: Jahresmittel des Gesamtdichtefluß ($F_{\rm \rho}$) [10$^{-6}~$kg m$^{-2}$ s$^{-1}$]. (positiv: in den Ozean). (Graustufen) Standardabweichung des Gesamtdichtefluß [10$^{-6}~$kg m$^{-2}$ s$^{-1}$].
\includegraphics [width=13cm]{wasserm/Fdens.eps}

In der Südhemisphäre, im östlichen Subtropenwirbel, ist eine ausgedehnte Zone positiven Dichteflusses erkennbar. In dieser Region bewirken beide, die thermischen wie die halinen Dichteflüsse, einen Dichtegewinn des Oberflächenwassers. Das Besondere ist hier, daß beide Flußkomponenten die gleiche Größenordnung aufweisen. In diesem Bereich des Subtropenwirbels wird auch das Formationsgebiet des Zentralwassers lokalisiert (143,120).

Neben der Formationsregion im östlichen Subtropenwirbel ist bei 40$^{\circ }$S 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. 40$^{\circ }$S, 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.


4.3 Doppeldiffusive Konvektion

Die Untersuchung der Wassermassenzusammensetzung mit der OMP Analyse geht von gleichen Austauschkoeffizienten für alle Tracer aus. Doppeldiffusive Prozesse bewirken unterschiedliche Austauschkoeffizienten, die die Analyseergebnisse beeinflussen können. Es sollen daher nun die doppeldiffusiven Flüsse abgeschätzt werden.

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).

Abbildung 4.5: Foto von der Salzfingerbildung an einer Grenzfläche zwischen warmen, salzreichen und kalten, salzarmen Wasser. Das Salz wird in den ``Fingern'' durch die Schwerkraft in das kalte Wasser transportiert, der parallel stattfindende diffusive Austausch von Wärme hat geringere Größenordnung. Der kombinierte Wärme und Salzfluß hat einen Dichtefluß in das ohnehin dichtere Wasser zur Folge, der effektive turbulente Austausch der Dichte ist daher negativ ( Abbildung in Anlehnung an S. Sakai (Foto) und B. Ruddick)
\includegraphics [width=12cm]{wasserm/dd_prinz.eps}

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 $_{\rm z, T}\ll $A$_{\rm z, S}$). 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 $_{\rm z, \rho}$) 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$_{\rho }$ ab das definiert ist als:

\begin{displaymath}{\rm R}_{\rho}=\alpha \rm\theta_z / \beta S_z \end{displaymath}

mit $\alpha=(-1/\rho) \partial\rho/\partial{\theta\vert}_{p,S}$ als Wärmeausdehnungskoeffizient und $\beta=( 1/\rho) \partial\rho/\partial{S\vert}_{p,T}$ als haliner Kontraktionskoeffizient, berechnet nach (81). Salzfinger entstehen für den Fall 1 $\le {\rm R}_{\rho} <$ K$_{\rm T}$/K$_{\rm S}$, wobei die Intensität für R $_{\rho} \rightarrow 1$ zunimmt. Dabei sind K$_{\rm T}$ und K$_{\rm S}$ die molekularen Austauschkoeffizienten für Temperatur und Salz.

Für die Zentralwasser fand (117), daß sie sich Im T/S Diagramm besser durch eine Linie konstanten R$_{\rho }$ als durch Gerade beschreiben lassen. Für den R$_{\rho }$ 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).

Abbildung 4.6: Mittlerer positiver haliner Oberflächendichtefluß in Regionen mit positivem Gesamtoberflächendichtefluß (zur Berechnung vergl. Abschnitt 4.2).
\includegraphics [width=9cm]{wasserm/flux_in.eps}

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 80$^{\circ }$Ost (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$_{\rho }$ 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).

Abbildung 4.7: (links) Modellierte Rotation einer T/S Charakteristik unter dem Einfluß der Vermischung durch Doppeldiffusion in der Form von Salzfingern. Das initiale R$_{\rho }$ betrug 1.15, es findet dabei kein Fluß über die Ränder statt (nach 117). Die sich ergebende T/S Beziehung für den Fall der turbulenten Vermischung ist gepunktet dargestellt. (rechts) Rotation der T/S Beziehung im Zentralwasser südlich von 18$^{\circ }$S. Zu beachten ist die Rotation um die 26.7kgm$^{-3}$ Isopykne. Der Kreis markiert die Oberflächenwerte der südöstlichsten Daten.
\includegraphics [width=7cm]{wasserm/DD.eps} \includegraphics [width=7cm]{wasserm/ts_rot1.eps}

Für den Fall gleicher Austauschkoeffizienten (turbulente Vermischung) verändert sich die initial als R$_{\rho}=$konstant gesetzte T/S Charakteristik zu einer Geraden, ohne das eine Rotation auftritt (gepunktete Linie in Abb. 4.7, links).

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$^{-3}$ 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$^{-3}$ Isopykne hängt vermutlich von der initialen R$_{\rho }$ 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 $\Delta $S$^{4/3}$ Gesetz berechnet werden (z.B. 155). Der Salzfluß wird dabei in Abhängigkeit vom Salzgehaltkontrast ($\Delta $S) über einen Sprung im Salzgehaltsprofil berechnet. Die Gültigkeit des $\Delta $S$^{4/3}$ 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 ( $\beta \rm F_{\rm Finger}$) berechnet sich nach (155) zu:

\begin{displaymath}\beta {\rm F}_{\rm Finger}=({g}\cdot {\rm K_T})^{1/3} {\rm C_F(R_{\rho}})
\cdot (\beta {\rm\Delta S})^{4/3}\end{displaymath}

dabei ist $g$ die Schwerebeschleunigung, K$_{\rm T}$ ist der thermische Diffusionskoeffizient ( $1.5\cdot 10^{-7}$ m$^2/$s nach 96), für das von R$_{\rho }$ abhängige C$_{\rm F}$ gibt (117) ${\rm C_F(R_{\rho}})=0.05+0.3{R_{\rho}}^{-3}$ an. Zur Berechnung der Flüsse wurden für alle verfügbaren CTD Daten im Indischen Ozean von der Oberfläche bis in 2000 dbar die Gradienten in T und S sowie $\alpha$ und $\beta$ mit den Algorithmen von (81) bestimmt. Die Gradientbildung erfolgte über einen ``least square fit'' in 10 dbar Schritten, um kleinere Fluktuationen zu dämpfen. Die so ermittelten mittleren Salzflüsse im Bereich der Zentralwasser (25.3 bis 26.9kgm$^{-3}$) weisen eine Größenordnung von ca. 3$\cdot 10^{-8}$ cm/s auf und sind mit den Werten, die (61) und (121) für den subtropischen Nordatlantik fanden, vergleichbar.

Wird der Salzfluß über die Dichte $\rho$ 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$^{\circ }$S bis 30$^{\circ }$S, wobei der Salzfinger Dichtefluß eine Größenordnung von 20% bis 30% des halinen Oberflächendichteflusses hat.

Abbildung 4.8: Vergleich zwischen maximalen Dichteflüssen im Dichtebereich der Zentralwasser (25.8 bis 26.9kgm$^{-3}$) und dem maximalen Oberflächendichtefluß aufgrund der Wechselwirkung zwischen Ozean und Atmosphäre (vergl. Abschnitt 4.2).
\includegraphics [width=9cm]{wasserm/comp1_flux.eps}

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.


4.4 Charakteristika und Volumen der Wassermassen des Indischen Ozeans

Um die Beiträge der einzelnen Wassermassen an der Ventilation des Indischen Ozeans zu ermitteln, müssen die Quellwerte der Tracer festgelegt werden. Für Stoff- und Wärmeumsätze werden zudem auch die volumetrischen Einträge benötigt. Dieses soll jetzt für die in Tabelle 4.1 zusammengefaßten Wassermassen mit eigenen Berechnungen und Literaturwerten geschehen. Dabei wird nach Bildungsmechanismen getrennt vorgegangen: Subduktion, interne Vermischung und Import von Wassermassen. Die Formation durch Konvektion wird nicht behandelt, da sie zur Ventilation der Thermokline nicht direkt beiträgt. Modewasser werden zwar durch Konvektion ``bereitgestellt'' (107,20), ihr Eintrag in die Thermokline gehört jedoch zum Prozeß der Subduktion (168).


4.4.1 Wassermassen, die durch Subduktion eingebracht wurden

Eine Untersuchung der Subduktionsraten im südlichen Indischen Ozean soll dazu dienen, die Kennzahlen wie Volumen, Temperatur und Salzgehalt der mit dem Subduktionsprozeß verbundenen Wassermassen (Zentralwasser und Modewasser) zu ermitteln. Der nördliche Indische Ozean weist von seiner Dichteflußcharakteristik kein Wassermassenformationsgebiet für Thermoklinenwasser auf (vergl. Kapitel 4.2) und wird daher aus der folgenden Betrachtung ausgeschlossen.

Die mittleren Subduktionsraten werden mit zwei unabhängigen Methoden berechnet:

Die Ergebnisse beider Methoden werden miteinander verglichen.

4.4.1.1 Die Tiefe und Dichte der saisonale Oberflächenmischungsschicht im südlichen Indischen Ozean

(167) zeigte, daß die Dynamik der Oberflächenmischungsschicht für die Subduktion von Wasser in die Thermokline von entscheidener Bedeutung ist (vergl. Abbildung 4.1). Zum einen ist der saisonale Wechsel der Tiefe der Oberflächenmischungsschicht von Bedeutung: Nur Wasserteilchen die sich am Ende des Winters bzw. zu Anfang des Frühjahrs im Übergang zwischen Oberflächenmischungsschicht und Thermokline aufhalten, können unwiederbringlich in die Thermokline entweichen. Zum anderen erlaubt die Neigung der Tiefe der Oberflächenmischungsschicht einen lateralen Eintrag von Wasser in die Thermokline, was besonders in Bereich von Fronten eine große Rolle spielt.

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$^{-3}$ zugenommen hat.

Abbildung 4.9: Australwinter/-frühjahr (Sept.-Okt.) Tiefe der Oberflächenmischungsschicht des südlichen Indischen Ozeans über das $\Delta \sigma _{\theta }=0.125$ Kriterium berechnet. Die Dichtelinien geben die Dichte des Winterwassers in diesem Niveau an. Die schwarze Linie zeigt die gemittelte Position der tiefsten Oberflächenmischungsschicht, die durchbrochene Linie zeigt die gemittelte Position des Salzgehaltsmaximums. Weiße Punkte kennzeichnen die Bereiche in denen (24) aus den Daten I5 verschiedene Typen von Modewassern identifizierte.
\includegraphics [width=14cm]{wasserm/ml_den_sept.eps}

Abbildung 4.9 zeigt die mittlere Tiefe der Oberflächenmischungsschicht für die Winter/Frühjahr Daten. Die gemittelte Position der tiefsten Oberflächenmischungsschicht ist als schwarze Linie eingezeichnet und befindet sich im Bereich zwischen Subtropenfront und Subantarktikfront, wie auch von (5) angegeben wird. Sie bildet gleichzeitig die südliche Grenze der Indischen Thermokline. Wasser, das weiter im Süden subduziert, kann nicht zur Ventilation der Thermokline beitragen, da es diese ``Rinne'' passieren muß und dabei wieder Teil der Oberflächenmischungsschicht wird (99). Die Subduktion, die zur Thermoklinenventilation führt, findet folglich nördlich der Rinne statt. Die nördliche Begrenzung des Ventilationsbereichs (durchbrochene Linie) ist durch das Salzgehaltsmaximum in der Tiefe der winterlichen Oberflächenmischungsschicht zu finden (17,95). Es wird so das Dichteintervall der (permanenten) Thermokline festgelegt zu:

\begin{displaymath}\sigma_{\theta} = 25.3 ~{\rm bis}~ 26.9~ {\rm kg~m^{-3}} \end{displaymath}

Die Tiefe der Oberflächenmischungsschicht im Gebiet des Subtropenwirbels (von 10$^{\circ }$S bis 35$^{\circ }$S) ist im Mittel 80 m tief. Weiter südlich fallen drei Gebiete auf, in denen die Schichttiefen deutlich höher liegen: bei 38$^{\circ }$S/39$^{\circ }$O, bei 37$^{\circ }$S/65$^{\circ }$O und in einem zonalen Band bei 42$^{\circ }$S/95$^{\circ }$O bis 120$^{\circ }$O, sind durch starke Abkühlung tiefreichende Oberflächenmischungsschichten zu erkennen, dabei werden im Osten Tiefen bis 850 m erreicht. Die mit diesen Bereichen verbundenen Dichten des Winterwassers stimmen mit den von (24) auf dem I5 Schnitt identifizierten Dichten der Indischen Modewasser überein. Diese sind durch weiße Punkte gekennzeichnet: links ist das Subtropische Modewasser (STMW) mit 26.0kgm$^{-3}$, in der Mitte das obere Subantarktische Modewasser (SAMW$_1$) mit 26.5kgm$^{-3}$ und rechts das untere Subantarktische Modewasser (SAMW$_2$) mit 26.8kgm$^{-3}$ in Abbildung 4.9 gekennzeichnet.

Abbildung 4.10: (Links) Monate mit maximaler Tiefe der Oberflächenmischungsschicht und (rechts) Monate mit minimaler Tiefe der Oberflächenmischungsschicht in der Südhemisphäre des Indischen Ozeans.
\includegraphics [width=12cm]{wasserm/ml_month_hist.eps}

Die Verteilung der maximalen Tiefe der Oberflächenmischungsschicht in der Südhemisphäre (Abbildung 4.10) zeigt, daß das Ende des Winters durch die Monate September/Oktober und der Sommer durch den Januar/Februar repräsentiert wird. Diese Information wird zur Fehleranalyse der Subduktionsraten noch genutzt werden.

4.4.1.2 Subduktionsraten: kinematische Methode

Die kinematische Berechnung der Subduktionsraten wurde nach (77) durchgeführt. Der Jahresmittelwert der Subduktionsraten ( $\rm S_{\it ann}$) von Wasser das unwiederbringlich aus der Oberflächenmischungsschicht in die permanente Thermokline entweichen kann, wird von ihnen angegeben als:
$\displaystyle {\rm S}_{ann}= - (\bar w_{H} + {\bf\bar u}_{H} \cdot \nabla H )$     (4.1)

hierbei ist $\bar w_{H}$ die effektive Vertikalgeschwindigkeit an der Untergrenze der Oberflächenmischungsschicht $-H$, ${\bf\bar u}_H$ die Horizontalgeschwindigkeit und $\nabla H$ der Horizontalgradient der Untergrenze der Oberflächenmischungsschicht. Der horizontale Strich kennzeichnet zeitliche Mittel (Jahresmittelwerte). Die Tiefenachse ist positiv nach oben gewählt.

Die effektive Vertikalgeschwindigkeit ($w_{H}$) 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; $z_0$). In der hier angestrebten Berechnung der Subduktion (Gleichung 4.1) ist jedoch zu berücksichtigen, daß die Tiefe der Oberflächenmischungsschicht $-H$ meist oberhalb der LNM liegt. Nur ein Teil der Ekmanpumpinggeschwindigkeit $w_{\rm Ek}$ kann daher effektiv Fluid in die Thermokline transportieren. Es wird aus der mittleren meridionalen Geschwindigkeitskomponente oberhalb von $-H$ eine scheinbare Vertikalgeschwindigkeit rückgerechnet. Diese kann als die Geschwindigkeit aufgefaßt werden, die für das mittlere Geschwindigkeitsfeld bis in die Tiefe $-H$ verantwortich ist. Sie stellt so auch die Korrektur auf $w_{\rm Ek}$ dar. Die in der Tiefe $-H$ vorhandene vertikale Geschwindigkeitskomponente ($w_{\rm H}$) ergibt sich daher zu:

$\displaystyle w_H= w_{\rm Ek} - \frac{\beta}{f} \int^0_{-H} v dz$     (4.2)

Ein besonderer Fall dieser Gleichung ist der, daß beide Terme gleiche Größenordnung besitzen. Der gesamte Meridionaltransport findet folglich oberhalb von $-H$ statt, die Ekmanpumpinggeschwindigkeit kann kein Fluid in die Thermokline subduzieren.

Wird Gleichung 4.2 in Gleichung 4.1 eingesetzt, ergibt sich der Jahresmittelwert der Subduktionsrate zu:

$\displaystyle {\rm S}_{ann}= - (\bar w_{\rm Ek} - \frac{\beta}{f} \int^0_{-H} \bar v dz +
{\bf\bar u}_H \cdot \nabla H )$     (4.3)

Die drei Komponenten, Ekmanpumpinggeschwindigkeit ($w_{\rm Ek}$), koorigierte Vertikalgeschwindigkeit ($w_{\rm H}$) und der laterale Eintrag ( ${\bf\bar u}_H \cdot \nabla H$), sowie deren Summe, die mittleren Subduktionsrate (${\rm S}_{ann}$), 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 ( $-{\bar w}_{\rm Ek}$) aus den Windschubkomponenten des SOC über die Gleichung 1.1 berechnet. Da durch den Coriolisparameter $f$ geteilt wird ist die Gleichung am Äquator ($f=0$) nicht anwendbar.

Abbildung 4.11: (Oben) Jahresmittelwert der Ekmanpumpinggeschwindigkeit ( $-{\bar w}_{\rm Ek}$) über dem südlichen Indischen Ozean (m/y). Positive Werte (Graustufen) bedeuten eine Transport in die Thermokline. Negative Werte sind als Linien dargestellt (Interval: 100 my$^{-1}$). (Unten) Das australwinterliche (Juli-Sept.) geostrophische Geschwindigkeitsfeld bezogen auf 2500 m oder Boden (je nach Tiefe) in der Tiefe der Oberflächenmischungsschicht. Die gemittelte Position der tiefsten Oberflächenmischungsschicht ist als schwarze Linie eingezeichnet.
\includegraphics [width=14cm]{wasserm/comp12.eps}

Abbildung 4.11 (oben) zeigt eine ausgedehnte Zone von starker negativer Ekmanpumpinggeschwindigkeit im Untersuchungsbreich südlich von 15$^{\circ }$S bis ca. 40$^{\circ }$S. Dabei treten im zentralen Subtropenwirbel Vertikalgeschwindigkeiten von über 75 m/y auf. Die Ausrichtung des Salzgehaltsmaximums in der Tiefe der Oberflächenmischungsschicht (gestrichelte Linie) stimmt mit dieser Geschwindigkeitsverteilung im Bereich des Subtropenwirbels gut überein. Das salzreiche Wasser in dieser Region wird vertikal bis in/an die Thermokline transportiert.
Weiterhin fällt eine isolierte Region nördlich von Madagsakar auf, die im Jahresmittel Vertikalgeschwindigkeiten von über 300 m/y aufweist. Diese Region liegt jedoch außerhalb des Bereichs der für eine Ventilation der permanenten Thermokline in Frage kommt.
Der Bereich nördlich von 15$^{\circ }$S zeichnet sich, bis auf ein schmales Band im Westen, durch positive Vertikalgeschwindigkeiten, also Auftrieb, aus. Dieses schmale Band liegt dabei in dem Bereich der vom Südwestmonsun beeinflußt ist.

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 $f=0$ wird.

Abbildung 4.11 (unten) zeigt das geostrophische Geschwindigkeitsfeld im Australwinter in der Tiefe der Oberflächenmischungsschicht. Die antizyklonale Zirkulation des Subtropenwirbels zwischen von 10$^{\circ }$S bis 30$^{\circ }$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$^{\circ }$S ist die östlich setzende Agulhas Retroflektion und der Übergang in den Südindischen Strom (140) gut aufgelöst. Bei ca. 35$^{\circ }$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.

Abbildung 4.12: Jahresmittel der Vertikalgeschwindigkeitskomponente ( $-{\bar w}_{\rm H}$) senkrecht zur Tiefe der Oberflächenmischungsschicht in die Thermokline. Positive Werte (Graustufen) bedeuten eine Transport in die Thermokline. Negative Werte sind als Linien dargestellt (Interval: 100 m y$^{-1}$). Die gemittelte Position der tiefsten Oberflächenmischungsschicht ist als schwarze Linie eingezeichnet.
\includegraphics [width=14cm]{wasserm/comp5.eps}

Mit der vertikalintegrierten Meridionalkomponente des geostrophischen Geschwindigkeitsfeldes ist es jetzt möglich, die Korrektur auf die Ekmanpumpinggeschwindigkeit zu berechnen und die effektive Vertikalgeschwindigkeit $\bar w_{H}$, zu ermitteln. Wie Abbildung 4.12 zeigt, ändern sich im Bereich des Subtropenwirbels die Vertikalgeschwindigkeiten durch diese Korrektur kaum (vergl. Abbildung 4.11, oben). Lokal können jedoch erhebliche Änderungen auftreten, so nördlich von Madagaskar. Durch die starke nördliche Strömung verschwindet die große Ekmanpumpinggeschwindigkeit (vergl. Abbildung 4.11, oben).

Abbildung 4.13: (Oben) Jahresmittelwert des lateralen Flusses in die Thermokline. (Unten) Jahresmittel der Subduktionsraten. Positive Werte (Graustufen) bedeuten eine Transport in die Thermokline. Negative Werte sind als Linien dargestellt (Interval: 100 m y$^{-1}$). Die gemittelte Position der tiefsten Oberflächenmischungsschicht ist als schwarze Linie eingezeichnet.
\includegraphics [width=14cm]{wasserm/comp34.eps}

Als letzte der drei Komponenten wurde der laterale Eintrag ( ${\bf\bar u}_H \cdot \nabla H$) in die Thermokline bestimmt (Abbildung 4.13; oben). Besonders in Regionen mit großen Geschwindigkeiten und Fronten ist dieser von Bedeutung (163), was sich auch nördlich der maximalen Tiefe der Oberflächenmischungsschicht gut erkennen läßt: Einträge $>800$ m y$^{-1}$ werden hier für diese Komponente bei 60$^{\circ }$O und 100$^{\circ }$O bis 115$^{\circ }$O ermittelt. Ähnliche Größenordungen ergaben auch die Berechnungen von (162) für den Bereich des Golf-Stroms im Nordatlantik. Im Bereich des Subtropenwirbels hat diese Komponente einen geringeren Einfluß, da die Neigung der Unterseite der Oberflächenmischungsschicht und die Geschwindigkeiten gering sind.

Summiert man die Komponenten nach Gleichung 4.3 auf, so ergibt sich der Jahresmittelwert der Subduktionsrate S$_{ann}$ (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.

Abbildung 4.14: (Graue Linie) Mittlere Subduktionsrate [m y$^{-1}$] über Dichteintervalle berechnet aus 3 Kombinationen der Monate September/Oktober. (Schwarze Linie) Transportrate die allein durch Ekmanpumpinggeschwindigkeit hervorgerufen wird.
\includegraphics [width=10cm]{wasserm/mean_sub_rat.eps}


Da Wassermassen mit ihren T/S Eigenschaften auch bestimmte Dichtebereiche im Ozean einnehmen, wurden die Subduktionsraten über Dichteintervalle ( $\Delta \sigma_{\theta}=0.1$kgm$^{-3}$) 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$^{-3}$ 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$^{-3}$ ihr Maximum erreicht, wobei bei 26kgm$^{-3}$ und 26.5kgm$^{-3}$ 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 $\sigma _{\theta }$=26.85kgm$^{-3}$, 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$^{-3}$ 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.

4.4.1.3 Subduktionsraten: ``transiente Tracer''-Methode

Eine unabhängige Überprüfung der Raten läßt sich mit der ``transienten Tracer'' - Methode erbringen. (50) benutzte die vereinfachte potentielle Vorticity Gleichung (Gl. 1.3) um Subduktionsraten aus der Altersverteilung, ermittelt aus der Analyse von transienten Tracern, zu berechnen (Abb. 4.15). Dabei wird der Beitrag der relativen Vorticity und die Diffusion vernachlässigt.

Abbildung 4.15: Prinzipskizze zur Berechnung der Subduktionsraten unter Verwendung von Altersinformationen (transiente Tracer Methode) (Abb. nach 163).
\includegraphics [width=11cm]{wasserm/ml_pv.eps}

Die Subduktionsrate (S$_{\tau}$) in der Region $f_0$, ist das Verhältnis der Schichtdicke ($\Delta $z$_0$) zwischen zwei Ispoyknen ( ${\rho}_1 > {\rho}_2$), relativ zu der Zeit ( $\tau (\rho_1,f_0) $) die vergangen ist seit ein Teilchen entlang der tieferen Isopykne ($\rho_1$) die Oberflächenmischungsschicht verlassen hat:

$\displaystyle {\rm S}_{\tau} = \frac{\Delta {\rm z}_0}{\tau (\rho_1,f_0)}$     (4.4)

Unter der Annahme, daß die potentielle Vorticity entlang der Stromlinien erhalten bleibt, schrumpft die Schichtdicke zum Äquator. Jede Schichtdicke $\Delta $z an der Stelle $f$ steht mit seiner ursprünglichen ``Eintragsschichtdicke'' (z$_0$) in Verbindung

\begin{displaymath}\Delta {\rm z}_0 = \frac{f_0}{f} \cdot \Delta {\rm z} \end{displaymath}

Durch einsetzen in Gleichung 4.4 erhält man:
$\displaystyle {\rm S}_{\tau}=\frac{f_0}{f} {\left( \frac{\partial\tau}{\partial z}\right)}^{-1}$     (4.5)

Aus dem vertikalen Altersgradient ( $\frac{\partial\tau}{\partial z}$) lassen sich so Subduktionsraten berechnen. Voraussetzung ist, daß das Alter ($\tau$) exakt die Zeit wiedergibt die verstrichen ist, seit das Wasser in die Thermokline subduziert wurde.

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 $15$$^{\circ }$S analysiert. Der Ursprungsbreitengrad ($f_0$) jedes Datenpunktes wurde aus der Verteilung der winterlichen Dichte in der Tiefe der Oberflächenmischungsschicht bestimmt (Abbildung 4.16). Dazu wurden Breitengrad und Oberflächendichte über ein Polynom dritten Grades, nach der Methode der kleinsten Quadrate, einander angepaßt. Jedem zu analysierenden Datenpunkt konnte mit dieser Beziehung ein Ursprungsbreitengrad ($f_0$) unter der Annahme isopyknischer Ausbreitung zugeordnet werden.

Abbildung 4.16: Beziehung zwischen Breitengrad und Dichte in der Tiefe der winterlichen Oberflächenmischungsschicht. Die gestrichelte Linien gibt den Bereich $\pm 2.5$$^{\circ }$an, der als Unsicherheit benutzt wurde.
\includegraphics [width=7cm]{wasserm/den_lat.eps}

Zur Einschätzung der Fehler wurden die Unsicherheiten in der Bestimmung der Verteilung von Dichte zum Breitengrad mit $\pm $2.5$^{\circ }$ 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).

Abbildung 4.17: Subduktionsraten berechnet mit der transienten Tracer Methode. Altersgradienten wurden aus dem Sauerstoff Misch-Alter (graue Punkte) für den Bereich 20$^{\circ }$S bis 40$^{\circ }$S des Reid und Mantyla Datensatzes berechnet. FCKW Misch-Alter wurden aus Daten der Expeditionen I5 und I8 berechnet (weiße Punkte). Die mittleren Subduktionsraten aus der kinematischen Methode sind zum Vergleich eingetragen (schwarze Linie).
\includegraphics [width=9cm]{wasserm/S_ann_OUR.eps}

Grundsätzlich wird die Größenordnung der Subduktionsraten aus der kinematischen Methode durch die transiente Tracer Methode bestätigt. Die Subduktionsraten aus dem Sauerstoff Misch-Alter sind natürlich abhängig von den gewählten Sauerstoffzehrungsraten (OUR), welche für den Subtropenwirbel jedoch geringe Variabilität aufweisen (vergl. Abb. 3.9, links). Die FCKW Misch-Alter Analyse der Expeditionen I5, I8 und I9 bestätigt die Analyse mit den Sauerstoff Misch-Alter weitestgehend. Im Dichtebereich der Modewasser sind hohe Subduktionsraten mit hoher Variabilität zu erkennen. Das bestätigt die Vermutung, daß hier zwei Prozesse parallel verlaufen die sehr unterschiedliche Subduktionsraten bedingen: der laterale Eintrag ist mit hohen Subduktionsraten verbunden, der vertikale Eintrag mit geringeren Raten.

4.4.1.4 Charakteristika subduzierter Wassermassen

Die Temperatur/Salzgehaltscharakteristik für Daten in der Tiefe der winterlichen Oberflächenmischungsschicht (Abbildung 4.18, links) zeigt die typische lineare T/S Beziehung des Indischen Zentralwassers (143). Zum Vergleich sind die T/S Daten der I5 Reise mit in das Diagramm eingetragen.

Abbildung 4.18: (Links) Temperatur/Salzgehalts Diagramm des Wassers in der Tiefe der tiefsten Oberflächenmischungsschicht sowie zum Vergleich Daten I5 (hellgrau). (Rechts) Häufigkeitsverteilung der T/S Daten in der Tiefe der tiefsten Oberflächenmischungsschicht mit Dichtelinien der Modewasser.
\includegraphics [width=7cm]{wasserm/sub_ts.eps} \includegraphics [width=7cm]{wasserm/ts_volum.eps}

Die Häufigkeitverteilung dieser T/S Daten zeigt für die beiden Subantarktischen Modewasser (SAMW) vergleichsweise große Häufigkeiten (Abbildung 4.18, rechts). Sie sind in ihren T/S Eigenschaften aber nicht vom Zentralwasser zu unterscheiden.

Wird die Subduktionsrate eines Dichteintervalls über die zugehörige Fläche aufsummiert, lassen sich die mittleren Subduktionsraten in Volumentransporte subduzierten Wassers umwandeln.

Abbildung 4.19: Subduktionsvolumen in die Thermokline untersucht in $\Delta \sigma =$ 0.1 kgm$^{-3}$ Dichteklassen. (Schwarz) Transport durch Ekmanpumpinggeschwindigkeit, (grau) Transport aus mittlerer kinematischer Subduktionsrate.
\includegraphics [width=10cm]{wasserm/mean_sub_vol.eps}

Das Subduktionsvolumen im Dichtebereich 25.3 bis 27.0 kgm$^{-3}$ wurde so in $\Delta \sigma=0.1$kgm$^{-3}$ Schritten analysiert. Es sind die durch die Ekmanpumpinggeschwindigkeit eingebrachten Volumina (graue Linie), sowie das über aus den kinematischen Subduktionsraten errechneten Volumina (schwarze Linie) dargestellt. Kombinationen der Monate September und Oktober zeigen die Variabilität durch die Wahl des Monats der tiefsten Oberflächenmischungsschicht (Abbildung 4.19).

Wie aus den mittleren Subduktionsraten (Abbildung 4.17) zu erwarten war, wird bis zu einer Dichte von 25.7 kgm$^{-3}$ 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$^{-3}$) sein Maximum. Der Transport der einzelnen Komponenten wurde für den untersuchten Dichtebereich von 25.3 bis 26.9 kgm$^{-3}$ aufsummiert (Tabelle 4.2). Der angegebene Fehler bezieht sich auf die Variation des Monats, in dem die Subduktion stattfindet.

Tabelle 4.2: Transporte der am Subduktionsprozeß beteiligten Komponenten im Dichtebereich 25.3 bis 26.9kgm$^{-3}$ (1 Sv$=10^6$ m$^3$ s$^{-1}$). Vergleichswerte für den Nordatlantik (42) und Nordpazifik (44) sind ebenfalls angegeben.
  Volumentransporte  
  Südindik Nordatlantik Nordpazifik  
Ekman Transport (13.0 $\pm $0.9 Sv) (22.2 Sv) (30.8 Sv)  
effektiver Vertikaltransport 11.3 $\pm $0.8 Sv 17.5 Sv 25.1 Sv  
lateraler Transport 21.4 $\pm $2.0 Sv 9.5 Sv 10.1 Sv  
Gesamttransport aus S$_{ann}$ 32.7 $\pm $3.0 Sv 27.0 Sv 35.2 Sv  

Im Vergleich mit den Transporten für den Nordatlantik und den Nordpazifik liegt der Gesamttransport in die Thermokline des Indischen Ozeans etwa in der Mitte. Der Transport aus der Ekmanpumpinggeschwindigkeit ist in Klammern gesetzt, da er nicht vollständig, sondern nur über die effektive Vertikalgeschwindigkeit, zur Subduktion beiträgt. Der laterale Transport im Indischen Ozean ist etwa doppelt so groß wie der in den Nordhemisphären der anderen beiden Ozeane. Ein Grund kann die Zonalausrichtung der tiefsten winterlichen Oberflächenmischungsschicht sein: Im Indischen Ozean ist diese südwärts geneigt und erlaubt, bei östlichen Strömungen (Südindischer Strom; 140), einen großen lateralen Eintrag. Leider liegen bisher für die Einträge in die Südhemisphäre der anderen Ozeane keine Vergleichsdaten vor. Das Verhältnis des Transports der sich nur aus der Ekmanpumpinggeschwindigkeit ergeben würde und dem Gesamttransport beträgt ungefähr Faktor 2.5 und bestätigt die Ergebnisse von (114) und (49).

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.

Tabelle 4.3: ``Initiale'' Definitionswerte der Gesamtheit des durch den Subduktionsprozeß in die Thermokline eingebrachten Wassers ICW. Die T/S Charakteristika ausgezeichneter Modewassertypen sind: STMW 18$^{\circ }$C/35.8; SAMW$_1$ 14.1$^{\circ }$C/ 35.4; SAMW$_2$ 9.2$^{\circ }$C/ 34.65
  Temperatur Salzgehalt O$_2$ PO$_4$ H$_4$SiO$_4$ NO$_3$ 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.


4.4.2 Wassermassen aus interner Vermischung

Die Ventilation eines Meeresgebietes durch Wassermassen, die in dem Gebiet durch interne Vermischung gebildet werden, kann nur lokal Bedeutung haben. Da die Formation nicht auf eine Wechselwirkung zwischen Ozean und Atmosphäre zurückgeht, bringen sie keine ``neuen'' Informationen in den Ozean. Effektive Ventilationsvolumen sind nur in den Ausgangswassermassen zu suchen, die das Mischwasser bilden. Andererseits kann eine eigene Definition einer, durch interne Vermischung gebildeten Wassermasse, notwendig sein, wenn die Quellcharakteristika sich nicht mehr aus dem Mischprodukt reproduzieren lassen. Die Bildungsgebiete dieser Wassermassen sind Regionen, in denen besonders intensive Vermischung auftritt. Im Indischen Ozean ist das die äquatoriale Region, in der durch starke vertikale Geschwindigkeitsscherungen (71) intensive Vertikalvermischung auftreten kann (15). In diese Region ist das Indische Äquatorialwasser (IEW) zu finden.

Abbildung 4.20: Einige Definitionen für das IEW relativ zu Datenpunkten des Reid und Mantyla Datensatzes in Äquatornähe.
\includegraphics [width=11cm]{wasserm/def_histo.eps}

Betrachetet man einige Definitionen und vergleicht diese mit Datenpunkten in Äquatornähe, wird die Unsicherheit in der Definition deutlich (Abbildung 4.20). So unterschiedlich die Definitionen sind, so sehen alle das IEW als ein Mischprodukt aus anderen Wassermassen an und nicht als eine Wassermasse, die durch Wechselwirkung zwischen Ozean und Atmosphäre entstanden ist. Aus der charakteristischen `S' Form des T/S Diagramms läßt sich der Einfluß des Roten Meer Wassers (RSW) ableiten. (101) fanden das IEW entlang der afrikanischen Küste, wo es im Unterstrom südwärts transportiert wird. (143) definierten das IEW als Wassermasse mit einer linearen T/S Eigenschaft. Die Definition liegt gut in den äquatorialen Beobachtungen, berücksichtigt jedoch nicht die `S' Form. (74) legte das IEW als Punkt im T/S Raum fest (bei 25$^{\circ }$C, 35.3), davon ausgehend, daß intensive Vertikalvermischung im Ozean stattfindet, die das beobachtete Feld erklären. (101) definierten das IEW im Dichtebereich $\sigma _{\theta }$=26.85 bis 27.5kgm$^{-3}$, der durch eine Homogenität im Salzgehalt (34.98 bis 35.10) charakterisiert ist. Sie erwähnen eine persönliche Mitteilung von B. Warren, der die Quellen des IEW im Zwischenwasser und Wasser aus dem Indonesischen Einstrom sieht. (19) geben keine Quellwassermassen an, dafür aber eine Quellregion südlich des Äquator, im zentralen Indischen Ozean. Ihre Definition ist deckungsgleich mit der des Wassers aus dem Indopazifischen Einstrom (AAMW) von (176). Diese sehen das IEW als eine Mischung von Zentralwasser (ICW) und ebendiesem AAMW. Sie definieren das IEW ebenfalls als einen Bereich im T/S Diagramm.

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.

4.4.2.1 Ist das IEW eine Wassermasse?

Bei Mischwassermassen stellt sich die Frage, ab wann das Wasser so ``vermischt'' ist, daß es als eine eigenständige Wassermasse angesehen werden muß.

Abbildung 4.21: Temperatur/Salzgehaltscharakteristik von CTD Daten entlang des Äquators. Je heller die Linien sind, desto westlicher ist die CTD Station.
\includegraphics [width=11cm]{wasserm/ctd_equ.eps}

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 $\sigma _{\theta }$=26.85 bis 27.25kgm$^{-3}$) 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 80$^{\circ }$O Schnittes und im Bereich 90$^{\circ }$O benutzt (Abbildung 4.22, oben). Eine Zonaluntersuchung wurde mit den Reid und Mantyla Daten durchgeführt (Abbildung 4.22, unten).

Abbildung 4.22: (Oben) Positionen der CTD Daten zur Untersuchung der Merdionalstruktur (Unten) Position der Flaschendaten zur Untersuchung der Zonalstruktur.
\includegraphics [width=12cm]{wasserm/pos1.eps} \includegraphics [width=12cm]{wasserm/pos2.eps}

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.

Abbildung 4.23: (Oben) Meridional normalisierte Standardabweichung im Salzgehalt aus CTD Daten der zweiten Schicht. (Unten) Meridionaler Mittelwert des Salzgehalts der zweiten Schicht aus CTD Daten. Stationsverteilung: siehe Abb. 4.22, oben.
\includegraphics [width=10cm]{wasserm/meridiona.eps}

In Abbildung 4.23 (oben) ist die Homogenität am Äquator als Minimum in der Standardabweichung gut zu sehen, einzig die westlichsten Stationen zeigen ein Minimum südlich des Äquators. Diese Verschiebung stimmt mit den Beobachtungen von (65) überein, die im westlichen Indischen Ozean eine Verschiebung in der Achse des Äquatorialen Stromsystems nach Süden, abhängig vom Monsun, beobachteten. Generell kann eine nach Osten zunehmende Homogenisierung, entlang des Äquators gesehen werden. Der Mittelwert (Abbildung 4.23, unten) läßt eine genaue Auflösung der Homogenisierungsbreite durch den zu großen Stationsabstand nicht zu. Die östlichen Daten legen einen Wert um ca. 0.5$^{\circ }$ um den Äquator nahe.

Die zonale Struktur wurde in einzelnen Boxen untersucht: drei zonale Bänder um den Äquator von 2$^{\circ }$ Breite wurden in 5$^{\circ }$ breiten Zonalboxen aufgeteilt (Abb. 4.22, unten). In diesen Boxen wurden wiederum Mittelwert und Standardabweichung berechnet.

Abbildung 4.24: Untersuchung des Zonalverhaltens der zweiten Schicht in 5$^{\circ }$ breiten Boxen. Stationsverteilung: siehe Abb. 4.22, unten.
\includegraphics [width=9cm]{wasserm/zonal.eps}

Die Homogenität (Mittelwert bei S=34.99) in der äquatorialen Box (Sterne) ist gut zu erkennen (Abbildung 4.24). Die nach Osten abnehmende Standardabweichung, als Ausdruck der Homogenisierung nach Osten, wird ebenfalls wieder deutlich. Im nördlichen und südlichen Band (Punkte) ist die Variabilität weitaus größer, was sich in den größeren Standardabweichungen bzw. stärkeren Schwankungen der Boxmittelwerte zeigt.

4.4.2.2 Entstehungsmechanismus des IEW

(71) beobachteten im Indischen Ozean ein Alternieren der Zonalgeschwindigkeiten bis in große Tiefen. (70) untersuchten Strömungsdaten aus Verankerungen im westlichen äquatorialen Bereich. Die Strömungsmuster ließen sich durch die Überlagerung einer ostwärts propagierenden, äquatorialen Kelvin Welle und einer westwärts propagierenden, langen Rossby Welle interpretieren. Als Anregung fanden die Autoren ein bereits von (172) dokumentiertes Halbjahres Signal im Wind. Starke westliche Winde, die in der Zeit zwischen den Monsunen auftreten, führen zu einem Anstau von Wasser vor der afrikanischen Küste. Läßt der Wind nach, wird ein ostwärtiger Jet angeregt, der Wyrtki Jet. Bei der Propagation tritt auch ein vertikaler Transfer der Energie auf, der möglicherweise zu den beobachteten Stromscherungen führen kann. Diese können mit verstärkter Vermischung verbunden sein. (15) berechneten aus den Scherspekten direkter Strömungsmessungen in Äqutornähe die Dissipationsraten. Sie gelangten dabei zu einem, im Vergleich mit dem Pazifik, 10 bis 15-fach erhöhten Dissipationswert. Dieser entspricht einem turbulenten Diffusionskoeffizienten in der Größenordnung $1.5 \cdot 10^{-4}~\rm m^2 s^{-1}$.

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.

$\displaystyle \frac{dC}{dt}$ $\textstyle =$ $\displaystyle A_C \frac{\partial^2 C}{\partial^2 z}$ (4.6)

$C$ ist darin die Konzentration von Salzgehalt und Temperatur, $t$ die Zeit und $A_C$ der Austauschkoeffizient. Das Modell wurde mit einem Crank-Nicolson Finite-Differenzen Schema (11), vorwärts in der Zeit und zentral im Raum, gelöst. Die Diskretisierung wurde dem Skript zu Vorlesung ``Einführung in die Modellierung physikalischer Prozesse im Meere'' von Prof. J. O. Backhaus, Institut für Meereskunde, Universität Hamburg, entnommen. Für die gewählten Zeit- und Raumvorgaben kann das Verfahren als stabil angesehen werden. Zwei unterschiedliche Diffusionskoeffizienten wurden benutzt: $A_C=1 \cdot 10^{-5}\, \rm m^2\, \rm s^{-1}$, der die mittleren Verhältnisse im Ozean wiederspiegelt und $A_C=1.5 \cdot 10^{-4} \rm m^2~\rm s^{-1}$, eine um den Faktor 15 erhöhter Austausch, wie er von (15) nachgewiesen wurde. Als Zeitschritt wurde ein Monat bei einer Simulationsdauer von 10 Jahren gewählt.

Abbildung 4.25: T/S Diagramm der simulierten Temperatur und Salzgehaltsprofile. (links) Mittlere Verhältnisse im Ozean mit $A_C=1 \cdot 10^{-5} \rm m^2~\rm s^{-1}$, (rechts) um den Faktor 15 erhöhter vertikaler Vermischungskoeffizeient $A_C=1.5 \cdot 10^{-4} \rm m^2~\rm s^{-1}$.
\includegraphics [width=7cm]{wasserm/sim10e5.eps} \includegraphics [width=7cm]{wasserm/sim10e4.eps}

Die Ergebnisse (Abbildung 4.25) zeigen, daß sich der T/S Verlauf mit Hilfe dieses einfachen Modells bei einer um den Faktor 15 erhöhten Vertikalvermischung gut simulieren lassen.

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 8$^{\circ }$C bis 10$^{\circ }$C (Dichtebereich $\sigma _{\theta }$=26.85 bis 27.25 kgm$^{-3}$). 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).

Tabelle 4.4: Charakteristik des durch interne Vermischung erzeugten Indischen Äquatorialwassers (IEW). Das Volumen das dieses Wasser einnimmt entfällt, da es ein Mischwasser ist.
Temp. Salz O$_2$ PO$_4$ NO$_3$ H$_4$SiO$_4$ Volumen
mittleres Indisches
Äquatorialwasser (IEW) 8.5 34.99 60 2.5 50 35 entfällt


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 ( $A_C=1.5 \cdot 10^{-4} \rm m^2~\rm s^{-1}$). 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.


4.4.3 Importierte Wassermassen

Importierte Wassermassen spielen für die Wassermassenstruktur des Indischen Ozean eine wichtige Rolle. Es sollen nun diese Wassermassen aufgelistet und ihre Charakteristika aus Literaturangaben sowie aus eigenen Daten festgelegt werden.

4.4.3.1 Rotes Meer Wasser und Persischer Golf Wasser

Die Einströme der salzreichen Wassermassen des Roten Meeres und des Persischen Golfes prägen die T/S Charakteristik der Nordhemisphäre in mittleren Tiefen entscheidend (112). Sie lassen sich bis vor die südafrikanische Küste verfolgen (4,34,154). Der Einstrom in den Indischen Ozean erfolgt bei beiden Wassermassen über eine Schwelle, sodaß Vermischung mit nachfolgendem Entrainment durch das Umgebungswasser auftritt (3).

Abbildung 4.26: Definitionen des RSW und PGW relativ zu M32/1 Daten im Einstromgebiet dieser Wassermassen. Definitionswerte: A=(176), B=(74), C=(151), D=(73) E=(19) und F=eigene Definition.
\includegraphics [width=10cm]{wasserm/arb_rsw_def.eps}

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$^{-3}$ als Dichte der Kernschicht des RSW an, (84) die 27.35 kgm$^{-3}$. 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$^{\circ }$C als Kerntemperatur und 39 als Salzgehalt an, die auch von (84) bestätigt werden. Aus Daten der M32/1 Reise konnte 21$^{\circ }$C und 38.7 bei 75$\mu $molkg$^{-1}$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$^{-3}$. Aus den M32/1 Daten lassen sich ein Salzgehalt von 37.2, eine Temperatur von 21$^{\circ }$C und ein Sauerstoff von 55$\mu $molkg$^{-1}$ bei einer Dichte von 26.45kgm$^{-3}$ 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)

4.4.3.2 Der Indopazifische Einstrom (Australasiatisches Mittelmeerwasser)

Aus dem Indonesischen Archipel strömt salzarmes Wasser mit einem nahezu konstanten Salzgehalt über einen großen Temperaturbereich in den Indischen Ozean ein, das als Australasiatisches Mittelmeerwasser (AAMW) bezeichnet wird.

Abbildung 4.27: Definitionen des AAMW relativ zu Daten in der Tiomor See (FRANKLIN FR 03/88). Definitionen von: A+B=(19), C=(176), D=(74) und E=eigene Definition (55).
\includegraphics [width=10cm]{wasserm/arb_aamw_def.eps}

Die Charakteristik wird durch intensive gezeitenbedingte Vermischung beim Durchströmen des Indonesischen Archipels (21) verursacht. (19) gaben für das ausströmende Wasser, welches sie Indonesian Upper Water und Indonesian Intermediate Water nannten, den Temperaturbereich 8$^{\circ }$C bis 23$^{\circ }$C sowie 3.5$^{\circ }$C bis 5.5 $^{\circ }$C an, bei Salzgehalten von 34.6 bis 35 bzw. 34.6 bis 34.7.

Aus Daten der FR03/88 Reise (Timor See) wurde der Bereich 8.1$^{\circ }$C bis 10$^{\circ }$C bei 34.56 Salzgehalt, sowie 10$^{\circ }$C bis 16.4$^{\circ }$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/$^3$He Daten einen Einstrom von 0.1 Sv bis 1 Sv für den Bereich 800 m bis 1400 m.

4.4.3.3 Antarktisches Zwischenwasser

Das Wasser des tiefen Salzgehaltsminimums, das sich auf der Isopykne $\sigma _{\theta }$=27.2 kgm$^{-3}$ von Süden in den Indischen Ozean ausbreitet, ist das Antarktischen Zwischenwasser (AAIW).

Abbildung 4.28: Definitionen des AAIW relativ zu WOCE I8/I9 Daten im südlichen Indischen Ozean. Definitionen von: A=(19), B=(151), C=(74), D=(147) und eigene Definition.
\includegraphics [width=10cm]{wasserm/arb_aaiw_def.eps}

Es bildet den Übergang zwischen der Thermokline und dem tiefen Ozean. (78), (79) und (20) grenzen das Entstehungsgebiet auf den Südostpazifik und den Südwestatlantik ein. Warmes Wasser wird im Ostaustralstrom südwärts und dann ostwärts transportiert, wo es durch Kontakt mit der Atmosphäre abkühlt. Vermischung mit salzarmen Wasser, das durch nordwärtigen Ekmantransport über die Polarfront transportiert wird, führt zu einer weiteren Salzabnahme auf seinem Weg durch den Südpazifik (20).

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 4.5$^{\circ }$C und Salzgehalt von 34.34 an. (151) geben als Quellcharakteristik 2.0$^{\circ }$C bis 2.5$^{\circ }$C bei 33.8 Salzgehalt an, die jedoch beim Erreichen des Subtropenwirbels 3$^{\circ }$C bis 4$^{\circ }$C und einen Salzgehalt von 34.3 aufweisen. (19) geben den Temperaturbereich 2$^{\circ }$C bis 10$^{\circ }$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.

Tabelle 4.5: Charakteristika der importierten Wassermassen.
Temp. Salz O$_2$ PO$_4$ H$_4$SiO$_4$ NO$_3$ Vol.
RSW/PGW 18.7 37.7 50 1.56 19.2 19.7 0.5
AAMW 16.4 - 10 34.55 - 34.56 100 - 91 1.4 - 2.1 25 - 48 19 - 30
10 - 8.1 34.56 91 2.1 48 - 40 30 7
AAIW 4.5 34.35 210 2.2 35 32 4 Sv


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).

4.5 Zusammenfassung

Zur Formation und Zusammensetzung der Wassermassen der Thermokline kann zusammenfassend gesagt werden:


next up previous contents
Next: 5. OMP Analyse der Up: Über die Ventilation der Previous: 3. Allgemeines zu Wassermassen
erstellt durch Johannes Karstensen