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Unterabschnitte


1. Einführung

Die Thermokline ist die Temperatursprungschicht, die zwischen der durchmischten Oberflächenmischungsschicht und dem tiefen Ozean liegt. Sie ist mit Wasser aufgefüllt, welches hauptsächlich in den Subtropen durch die Wechselwirkung zwischen Ozean und Atmosphäre gebildet wird. Der Transfer von Wasser aus der Oberflächenmischungsschicht in die Thermokline wird als Subduktion bezeichnet. Die Ausbreitung dieses Wassers, durch Advektion und Vermischung, ventiliert die Thermokline.

Mit der Subduktion des Wassers aus der Oberflächenmischungsschicht nimmt die Thermokline Stoffe aus der Atmosphäre wie CO$_2$ oder FCKWs auf und speichert diese. Die Zeitskala der Ventilation, die auch die Dauer der Speicherung angibt, ist im Bereich von Dekaden (44,49,114). Anders als die Tiefenzirkulation die mit Ventilationszeiten von Hunderten von Jahren als Senke für Stoffe aus der Atmosphäre aufgefaßt werden kann, ist die Thermoklinenventilation als ein Puffer zu sehen, der kurzzeitige Extrema dämpfen kann. Eine gute Kenntnis der Ventilationszeiten und der Zirkulationspfade der Thermokline ist wichtig, um die Funktion des Puffers richtig einschätzen zu können.

Wenn auch die Ventilationszeiten, verglichen mit denen der Tiefenzirkulation, um eine Größenordnung kleiner sind, verhält es sich mit dem Eintrag von Wasser in die Thermokline umgekehrt. (42) ermittelte für den Nordatlantik 24 Sv1.1, (44) für den Nordpazifik 31 Sv, sodaß insgesamt 55 Sv Wasser in die Thermokline der Nordhemisphäre eingespeist werden. In der vorliegenden Arbeit wird ein Wert für die Südhemisphäre des Indischen Ozeans von 31 Sv ermittelt, der damit in der Größenordnung der Werte aus der Nordhemisphäre liegt. Setzt man für den Südatlantik und Südpazifik die gleiche Größenordnung der Transporte voraus, käme man auf einen Gesamttransport von 140 Sv in die Thermokline des Weltozeans. Dieser Wert ist fast fünfmal so hoch, wie die globale Produktion von Tiefenwasser inklusive dem Wasser, das beim Absinken in die Tiefe einmischt (ca. 30 Sv nach 88).

Ziel der vorliegenden Arbeit war es, die Zirkulationspfade, die Ventilationszeit und die Volumeneinträge in die Thermokline des Indischen Ozeans zu bestimmen. Zudem wurde untersucht, in welchen Regionen die Thermokline des Indischen Ozeans die drei typischen Merkmale aufweist, wie sie die Theorie (69) herleitet: ventilierte Region, Schattenzone und Pool Region.

Das Untersuchungsgebiet erstreckt sich über den gesamten Indischen Ozean nördlich der Subtropenfront, die bei ca. 35$^{\circ }$S liegt. Die Untersuchung stützt sich auf die Analyse der Wassermassen, die in Formationsregionen in die Thermokline eindringen und sich in ihr ausbreiten. Die Wassermassen, die klassisch zur Ventilation der Thermokline beitragen, sind die Zentralwasser und die Modewasser (143,168). Sie werden durch die Subduktion eingebracht und breiten sich mit der antizyklonalen Zirkulation der Subtropenwirbel in der Thermokline aus.

Der Indische Ozean hat einige Eigenheiten, die die Ventilation beeinflussen. Er besitzt nur in der Südhemisphäre einen geschlossenen antizyklonalen Subtropenwirbel, der die Bildung von Zentralwasser zuläßt. In der Nordhemisphäre unterliegt die Zirkulation dem Wechsel in den Monsunwinden und der besonderen Topographie, die die Barriere des Indischen Subkontinents darstellt. Die Ventilation der Thermokline der Nordhemisphäre muß folglich anderen Mechanismen gehorchen. Durch den Einstrom aus den Randmeeren Rotes Meer, Persischer Golf und Australasiatisches Mittelmeer gelangen Wassermassen, mit vom Zentralwasser stark abweichender Charakteristik, in die Thermokline des Indischen Ozeans. Die Ventilation wird somit aus mehreren Quellen mit stark unterschiedlicher Charakteristik durchgeführt.

Es wurde wie folgt vorgegangen: Nach einer allgemeinen Einführung in die Theorie zum Aufbau und Erhalt der Thermokline folgt eine Beschreibung der windgetriebenen Zirkulation im Indischen Ozean. Es wird dann die Erweiterung einer Wassermassen Mischungsanalyse vorgestellt, die es erlaubt, physikalische von biogeochemischen Prozessen zu trennen und zu quantifizieren. Anschließend werden Konzepte zur Bestimmung von Wassermassenaltern vorgestellt und der Effekt der Vermischung auf das Alter untersucht. Mit Hilfe meteorologischer Daten folgt eine Untersuchung der Wassermassenformation im Indischen Ozean aufgrund der atmosphärischen Anregung. Es werden dann die Charakteristika der Wassermassen, die als Ventilationsquellen für das Gebiet in Frage kommen, über eine Analyse der Formationsmechanismen festgelegt. Dabei werden die durch Subduktion eingebrachten Zentralwasser und Modewasser genauer untersucht. Eine Untersuchung der Wassermassentransformation durch doppeldiffusive Prozesse in der Form von Salzfingern folgt. Die dadurch verursachten Flüsse werden abgeschätzt und ihr Einfluß auf die Charakteristika der Wassermassen analysiert. Die räumliche Verteilung der festgelegten Wassermassen wird aus synoptischen und klimatologischen Daten, mit Hilfe der Wassermassen Mischungsanalyse, berechnet. Im Gegensatz zu früheren Untersuchungen wird die Zirkulation nicht über die Kernschicht-Methode von (169) d.h. über die ``Verdünnung'' abgeleitet (176,173,174). In der vorliegenden Arbeit werden die biogeochemischen Änderungen aus dem Tracerfeld separiert und über eine Zehrungsrate in Altersinformationen verwandelt. Die Altersverteilung gibt Auskunft über Zirkulationspfade und Ventilationszeiten.

In den Jahren 1989 bis 1998 fand das internationale World Ocean Circulation Experiment (WOCE) statt. Eine Zielsetzung des WOCE Projektes war es, die großskaligen Massen-, Wärme- und Salztransporte zu quantifizieren, um so eine Vergleichsbasis von Beobachtungsdaten und Simulationsdaten zu schaffen. Es sollte eine qualitativ hochwertige Datenbasis des ``mittleren'' Zustands des Ozeans erhalten werden. Die vorliegende Arbeit wurde im Rahmen des WOCE Projektes angefertigt, wie auch ein Großteil der benutzten Daten innerhalb des Projektes aufgenommen wurden.

1.1 Aufbau und Erhalt der Thermokline

Unter der permanenten Thermokline versteht man den Tiefenbereich im Ozean, der zwischen der maximalen Tiefe der Oberflächenmischungsschicht und dem tiefen Ozean liegt und einen ausgeprägten Temperaturgradienten aufweist (83). Sie soll im weiteren kurz als ``Thermokline'' bezeichnet werden. Sie umfaßt den Bereich von ca. 150 m bis 1000 m Tiefe, weist aber erhebliche regionale Schwankungen auf (95).

Abbildung: Temperaturprofile in niedrigen (links) und mittleren Breiten (rechts) zwischen der Oberfläche und 2000 m Tiefe. In mittleren Breiten ist durch den jahreszeitlichen Wechsel in der Temperatur der Oberflächenmischungsschicht (mixed-layer) eine saisonale Thermokline zu erkennen. Diese besteht in niedrigen Breiten immer und wird dort als tropische Thermokline bezeichnet (nicht benannt). (Abbildung aus 95).
\includegraphics [width=11cm]{intro/thermo1.eps}

Der Übergangsbereich zur Oberflächenmischungsschicht ist, zumindest in mittleren Breiten, jahreszeitlichen Wechseln unterlegen und wird als saisonale Thermokline bezeichnet (Abb. 1.1, rechts). Diese ist im späten Frühling und Sommer flach und vertieft sich im Herbst und Winter. In den Tropen (Abb. 1.1, links) ist die winterliche Abkühlung in der Regel nicht stark genug, um die saisonale Thermokline abzubauen, sie wird dort auch als tropische Thermokline bezeichnet (nicht als solche in der Abb. vermerkt). Die Ventilation der Thermokline kann nur in mittleren Breiten erfolgen, da nur hier der Kontakt zur Oberflächenmischungsschicht einen Austausch zuläßt.

Die Existenz der Thermokline:
Die Existenz der Thermokline bedarf einer Erklärung. Ohne eine Zirkulation wäre zu erwarten, daß die Wärme des Oberflächenwassers in die Tiefe diffundiert und es zu einer homogenen Temperaturverteilung an jedem Ort kommen würde. Der benötigte Zeitraum wäre von einigen Tausend bis zu Millionen Jahren, je nach Wärmeleitfähigkeit. Es wäre auch denkbar, daß der permanente Wärmeeintrag in niedrigen Breiten, zu einer sich durch den Wind immer weiter vertiefenden Oberflächenmischungsschicht führen würde. Beide Alternativen werden jedoch nicht beobachtet, vielmehr ist die Konstanz der Form und Temperaturverteilung in der Thermokline bemerkenswert. Hauptsächlich ist das eine Konsequenz aus den Bewegungsvorgängen in dieser Schicht des Ozeans, die auf weitaus kürzeren Zeitskalen stattfinden, als die oben genannten diffusiven Vorgänge. Die Zirkulation transportiert Temperatur und Salz, und damit Dichte, welche ihrerseits, über die Geostrophie, die Randbedingungen für die Bewegung selbst angibt. Die Frage, wie es zur Ausbildung der Thermokline kommt, ist folglich auch eine Frage nach der drei-dimensionalen Struktur der Zirkulation und wird als das ``Thermoklinen-Problem'' bezeichnet (43).

Grundlagen der Dynamik:
Um die historische Entwicklung der Bearbeitung des Thermoklinen-Problems darzustellen ist es nützlich, die äußeren Kräfte und Gleichgewichte kurz zu erläutern, die neben der hydrostatischen Approximation für nicht-kompressible Fluide und den geostrophischen Gleichungen die Thermoklinen Zirkulation kontrollieren.

Der Windschub treibt durch Reibung einen Teil der Oberflächenmischungsschicht an, die Ekman-Schicht. Divergenzen der Horizontalgeschwindigkeiten innerhalb der Ekman-Schicht verursachen eine Vertikalgeschwindigkeit, die als Ekmanpumpinggeschwindigkeit (${w}_{\rm Ek}$) bezeichnet wird. Diese läßt sich aus der Rotation des Windschubs ($\tau$) unter Berücksichtigung der Oberflächendichte ($\rho_0$) und des Coriolisparameters $f$ berechnen als:


\begin{displaymath}
{w}_{\rm Ek} = - \frac{1}{\rho_0} rot(\frac{\bf\tau}{f})
\end{displaymath} (1.1)

(142) leitete aus den vereinfachten horizontalen Bewegungsgleichungen und der Kontinutitätsgleichung, mit der Ekmanpumpinggeschwindigkeit als Randbedingung, die sogenannte Sverdrup Bilanz ab:

$\displaystyle \frac{\beta}{f} \int^0_{z_0} v dz = w_{\rm Ek}$     (1.2)

Sie besagt, daß eine negative Ekmanpumpinggeschwindigkeit, wie sie typischerweise in den Subtropenwirbeln auftritt, eine äquatorwärtige Strömung ($v$) bedingt. Das Integral geht von der Oberfläche bis in eine vom Wind nicht mehr beeinflußte Tiefe $z_0$. Der Effekt der Erdrotation auf die Bewegung wird durch den meridionalen Gradienten des Coriolisparameters ($\beta$) eingebracht.

Eine wichtige Größe im Zusammenhang mit dem Thermoklinen-Problem ist die Vorticity. Die Vorticity ist Ausdruck der Rotation des Geschwindigkeitsfeldes, der Wirbelhaftigkeit. Sie besteht aus zwei Komponenten: die relative Vorticity ($\zeta$), die die Rotation der Strömungen quantifiziert, und die planetarische Vorticity ($f$), die die Rotation des Bezugssystems (Erde) quantifiziert (93). Für die hier betrachteten großskaligen Bewegungsvorgänge ist $\zeta$ vernachlässigbar. Die planetarische Vorticity ($f$) resultiert aus der Erdrotation ($\Omega$) und wird berechnet als:

\begin{displaymath}f = 2 \, \Omega \, \rm sin(Breitengrad)\end{displaymath}

Für ein inkompressibles reibungsfreies Fluid mit vernachlässigbarer relativer Vorticity, kann die potentielle Vorticitygleichung für stationäre Zustände vereinfacht geschrieben werden (z.B. 28). Geht man von $n$ Schichten aus, wird die potentielle Vorticity $q_n$ der $n$-ten Schicht mit einer Höhe $h_n$ berechnet als:

\begin{displaymath}
q_n = f/h_n = \rm Konstant
\end{displaymath} (1.3)

Die Stromlinien in den Regionen, in denen die oben genannten Randbedingungen erfüllt sind, sind auch Linien konstanter $q$'s.

Erste Beobachtungen:
Ende der dreißiger Jahre gab es die ersten beobachtenden Arbeiten zum Aufbau der Thermokline. Zu der Zeit hatte man ein sehr vertikales Weltbild von der Ozeanographie. Man wußte um den Vertikalgradienten der Temperatur im Ozean, ging aber davon aus, daß dieser durch vertikale Vermischung hervorgerufen wird. (47) beobachtete die Ähnlichkeit zwischen der T/S Charakteristik in der Vertikalen im zentralen Subtropenwirbel mit der T/S Oberflächencharakteristik im Westen des Wirbels. vermutete, daß das Wasser des zentralen Wirbels seine Bildungsregionen im Osten hat. Dabei war nicht klar, welche physikalischen Prozesse das Wasser in die Tiefe transportieren. Es wurde die Meinung vertreten, daß das Wasser nur in einigen Regionen absinkt und es nachfolgend zur Vermischung über die Isopyknen kommt (Abb. 1.2, unten). (86) hatte gezeigt, daß Wasser sich bevorzugt entlang von Isopyknen ausbreitet. Daher vertrat er die Ansicht, daß konvergente Strömungen das Wasser über ein großes Gebiet absinken lassen und dieses sich von dort, entlang von Isopyknen, ins Innere ausbreitet (87) (Abb. 1.2, oben).

Abbildung: Prinzipskizze zum Transport von Wasser in die Thermokline (links) basierend auf der beobachteten T/S Verteilung (rechts) an der Oberfläche und am Beobachtungspunkt A. (oben) Das von (86) favorisierte Modell des Absinkens entlang Isopyknen. (unten) Das Modell des Absinkens in bestimmten Regionen mit nachfolgender Vermischung im Innern des Ozeans. (Abbildung aus 143).
\includegraphics [width=11cm]{intro/subdu2.eps}

Die Ähnlichkeitslösungen:
Es dauerte zwanzig Jahre, bis die ersten theoretischen Arbeiten zum Aufbau der Thermokline von (110) und (161) in einem Tellus Band erschienen. versuchten, eine einheitliche Theorie für die Thermoklinen Zirkulation und die thermohaline Zirkulation (139) aufzustellen. Sie benutzten ein Gleichgewicht von aufsteigendem Tiefenwasser und diffusivem Vertikaltransport in mittleren und niederen Breiten, welches als Übergangszone die Thermokline formt.
stellte Gleichungen für einen advektiven Aufbau der Thermokline auf. Die Zirkulation wurde in zwei Teile separiert: eine thermohaline Zirkulation, die die Hintergrundschichtung vorgibt, und eine windgetriebene Zirkulation, die die Hintergrundschichtung im oberen Teil des Ozeans modifiziert. Das Modell ist frei von Wirbeln, Turbulenz und Dissipation. Beide Theorien laufen auf nicht-lineare partielle Differentialgleichungen hinaus, die nur über Ähnlichkeitslösungen gelöst werden können. Diese Lösungen sind jedoch nur schwer mit den geforderten physikalischen Randbedingungen zu vereinbaren, wie beispielsweise eine vom Längengrad abhängige Dichteverteilung (92).

Es vergingen zwanzig Jahre, in denen auf vielfältige Art nach Ähnlichkeitslösungen zum Thermoklinen-Problem gesucht wurde. Die kontinuierlich geschichteten Modelle wurden von Schichtenmodellen abgelöst, die einfachere Lösungsansätze ermöglichten. Es blieb dennoch das größte Problem, die Schichten, die nicht direkt durch die Ekmanpumpinggeschwindigkeit abgetrieben wurden, in Bewegung zu versetzen. Die oberste Schicht wird, der Sverdrup Bilanz (Gl. 1.2) folgend, durch eine Vorgabe des Windfeldes in Bewegung gesetzt. Da die tieferen Schichten initial konstante Schichtdicken $h_n$ besitzen, sind die Linien konstanter $q_n$'s, und damit auch die Stromlinien, parallel zu den Breitengraden. Eine Berandung, wie sie im Ozean vorhanden ist, blockt die Stromlinien, folglich kann es keine Strömung in den tieferen Schichten geben. Die einzige Möglichkeit die besteht um ein Strömungsfeld unterhalb der obersten Schicht zu erzeugen, ist eine entsprechende Variation der Schichtdicken $h_n$. Diese Variation wiederum ist nur durch die Bewegung in den Schichten möglich. Das Zusammenspiel von Ursache und Wirkung zeigt die nicht-lineare Kopplung von Dichte und Geschwindigkeit im Thermoklinen-Problem.

Das Modell der ``unventilierten Thermokline'':
(105) fanden einen Weg, auch die tieferen Schichten in Bewegung zu versetzen. In ihrem Modell wird eine thermohaline Schichtung vorgegeben, wobei die Dichte initial nur eine Funktion der Tiefe ist. Nur die oberste Schicht ist in direktem Einfluß der Ekmanpumpinggeschwindigkeit, daher wird auch nur diese ventiliert. In dem Modell wird die Eigenschaft der potentiellen Vorticity ausgenutzt, sich unter bestimmten Randbedingungen wie ein konservativer Tracer zu verhalten. Bei genügend starker Anregung in der obersten Schicht treten in den tieferen Schichten geschlossene $q$ Isolinien auf, die auch den Stromlinien entsprechen. Diese werden durch die Berandung nicht mehr blockiert. Die Übertragung des Impulses zwischen den Schichten geschieht über eine schwache Reibung. Die Reibung führt auch zu einer Homogenisierung der potentiellen Vorticity innerhalb der äußersten geschlossenen Kontur, die dann als ``Pool Region'' bezeichnet wird.

Das Modell von (105) konnte auch für den Fall einer kontinuierlichen Schichtung die Zirkulation beschreiben, war aber nicht fähig, eine Ventilation der tieferen Schichten zu ermöglichen.

Das Modell der ``ventilierten Thermokline'':
Um eine Verbindung des Inneren mit den Oberflächeneinflüssen zu ermöglichen, konzipierten (69) ein $n$-Schichten Modell (Abb. 1.3, links). Bis auf die in Ruhe angenommene untere Schicht, werden alle Schichten direkt von der Ekmanpumpinggeschwindigkeit beeinflußt. Das Modell basiert auf folgenden Annahmen: die Schichten besitzen keine Reibung und eine konstante Dichte, die relative Vorticity ist vernachlässigbar. An der Oberfläche werden die Dichteverteilung und das Windfeld vorgegeben. Subduziert eine Schicht ($h_2$) unter die darüberliegende ($h_1$), setzt das $w_{\rm Ek}$ für sie aus. Es gilt dann für diese Schicht die Erhaltung der potentiellen Vorticity (Gl. 1.3). Dabei müssen aber auch die Geostrophie und die Sverdrup Bilanz, über alle Schichten ($D$), erfüllt sein. Das lokale Druckfeld ist, der hydrostatischen Approximation folgend, immer aus der Summe aller über einem Punkt liegenden Schichtendicken bestimmt. Mit diesen Bedingungen läßt sich eine stationäre Lösung der drei-dimensionalen Struktur des $h_n$ Feldes bestimmen.

Abbildung: Prinzipskizzen zum Modell der ventilierten Thermokline. (links) Drei-Schichtenmodell der ventilierten Thermokline nach (69). (rechts) Aufsicht auf eine ventilierte Schicht der Thermokline in der Nordhemisphäre. Am oberen Rand ($y_2$) ist die Eintragsregion des Thermoklinenwassers, rechts ist die Schattenzone zu sehen, begrenzt durch $x_3(y)$, die vom eingetragenen Wasser nur diffusiv erreicht werden kann. Die mit CPV POOL gekennzeichnete Pool Region, besitzt eine konstante potentielle Vorticity (Abbildung aus 92).
\includegraphics [width=7cm]{intro/LPS_skizze.eps} \includegraphics [width=7cm]{intro/shadow1.eps}

Das Modell identifiziert drei Regionen:
Wieder findet sich eine, bereits von (105) identifizierte, ``Pool Region'' im Westen. Sie wird von der ersten geschlossenen geostrophischen Kontur abgegrenzt (CPV Pool in Abb. 1.3, rechts). Das Wasser innerhalb dieser Region wird als über den westlichen Rand ventiliert angenommen.
Am östlichen Rand darf keine Variation der Schichtdicken auftreten, da diese zu einer Geschwindigkeit in die Berandung führen würden. Die Erhaltung der potentiellen Vorticity (Gl. 1.3) erfordert daher eine Ablösung der Stromlinie vom Rand, die die geforderte Vertiefung der Schichtdicken ermöglicht. Vom äußersten Nordosten ausgehend, formt sich daher eine bewegungslose ``Schattenzone'', die nur diffusiven Austausch mit der ventilierten Region zuläßt (Shadow Zone in Abb. 1.3, links).
Als drittes gibt es eine durch Advektion ventilierte Region, die als ``ventilierte Thermokline'' bezeichnet wird. Diese trägt die atmosphärischen Informationen aus der Oberflächenmischungsschicht ins Innere der Thermokline. Das Modell von (69) beschreibt die von (86) und (47) beobachteten Strukturen treffend.

Die Annahme, daß die unterste Schicht in dem Modell bewegungslos ist, ist willkürlich. Durch eine Kombination zwischen der Theorie der ventilierten und der nicht-ventilierten Thermokline wurde diese Annahme umgangen (94).

Der Einfluß der Oberflächenmischungsschicht auf die Subduktion:
Im Modell von (69) wird über die kontinuierlich wirkende Ekmanpumpinggeschwindigkeit ein kontinuierlicher Eintrag in die Thermokline bewirkt. (138) zeigte aber, daß das Wasser, welches endgültig in die Thermokline subduziert wird, die Charakteristik des späten Winters aufweist. Der Mechanismus, der die ``Auswahl'' der winterlichen Charakteristik trifft, wird ihm zu Ehren als ``Stommel's Dämon'' bezeichnet (163,44). Der Dämon beruht auf dem saisonalen Wechsel der Tiefe der Oberflächenmischungsschicht. Die Wärmeflüsse an der Oberfläche, gekoppelt mit der Vermischung durch den Wind, bewirken saisonale Schwankungen in der Tiefe und Dichte der Oberflächenmischungsschicht. Durch Abkühlung im Herbst und Winter wird die Oberflächenmischungsschicht vertieft und die saisonale Thermokline abgebaut. Wasser der saisonalen Thermokline wird so temporär in die Oberflächenmischungsschicht eingebracht. Die vorhandene Schichtung in der saisonalen Thermokline bestimmt das Verhalten bzw. die Form der sich ``senkenden'' Oberflächenmischungsschicht. Die Tiefe der Oberflächenmischungsschicht kann, je nach Stärke der Abkühlung, bis zu mehreren Hundert Metern mächtig sein. Bei nachfolgender Erwärmung im Frühjahr, baut sich die Schichtung wieder auf und die Oberflächenmischungsschicht wird wieder flacher. Wasser der Oberflächenmischungsschicht bleibt dabei als Teil der Thermokline zurück und trägt so zur Ventilation bei. Wasser, das im Sommer und Herbst subduziert, wird von der sich durch Abkühlung vertiefenden Oberflächenmischungsschicht ``eingeholt'' und kann nicht zur Ventilation beitragen.

Nicht nur bezüglich des Subduktionszeitraumes, auch in der Größenordnung der Volumeneinträge ist das Modell von (69) unzureichend. (114) und (49) ermittelten aus der Analyse von Helium/Tritium Daten zwei- bis dreimal höhere Eintragsraten in die Thermokline des Nordatlantiks, als sie allein durch die Divergenz im Windfeld möglich wären. (167) erkannte, daß die Neigung der Unterseite der Oberflächenmischungsschicht auch lateral Eintrag in die Thermokline ermöglicht. Der neu hinzugekommene laterale Eintrag ist auch mit einer zusätzlichen Klasse von Wassermassen verbunden, den Modewassern. Diese weisen eine vertikale Homogenität auf (79). (168) analysierten Modellergebnisse im Hinblick auf die Ventilation durch die Modewasser und fanden, daß diese volumetrisch große Beiträge zur Ventilation liefern können.

Die neuen Formulierungen:
Die Prozesse in der Oberflächenmischungsschicht wurden, auf den konzeptionellen Vorschlägen von (167) basierend, von (42) und (76) in die Theorie aufgenommen. Ein kontinuierlich geschichtetes, drei-dimensionales Thermoklinenmodell, mit beliebig im Raum geneigter Oberflächenmischungsschicht, war das Ergebnis. Gesteuert wird das Modell durch die Vorgabe der Oberflächendichteflüsse und des Windfeldes. Dieses Modell wurde von (90) genutzt, um Subduktionsraten in die Thermokline abzuleiten. (77) analysierten mit Hilfe dieser Formulierungen die Ventilationsraten in die Thermokline des Nordatlantiks. (44) ermittelten die Eintragsraten in die Thermokline des Nordpazifiks. (163) konnten aus der Analyse von Modelldaten die Saisonalität des Eintrags, den ``Stommel's Dämon'', bestätigen.

Eine Analyse der Subduktionsraten in den Subtropenwirbel des Indischen Ozeans wird, basierend auf den Arbeiten von (77) und (44), in der vorliegenden Arbeit durchgeführt. Einzelheiten zur Berechnung sind im Abschnitt 4.4 zu finden.

1.2 Über die Zirkulation im Indischen Ozean

Im vorangegangenen Abschnitt wurde gezeigt, wie der Windschub an der Oberfläche auch die Zirkulation in der Tiefe antreiben kann (Gl. 1.2). Aus der Sverdrup Bilanz läßt sich eine Zirkulation ableiten, die jedoch keine Details zum vertikalen Aufbau des Geschwindigkeitsfeldes liefert. Im Westteil der Ozeane ist diese Zirkulation, wegen der verwandten Gleichgewichtsbedingungen, nicht direkt bestimmbar.

Anders die Oberflächenzirkulation, sie kann beispielsweise aus Schiffsdrift Daten bestimmt werden, gibt aber eben nur die Strömung an der Oberfläche an. Beide Strömungsbilder sollen im folgenden kurz vorgestellt werden. Eine monsunabhängige Diskussion wird dabei nur für die Oberflächenzirkulation der Nordhemisphäre und des Äquators als notwendig erachtet. Lokal ist der Monsuneffekt zwar bis in erhebliche Tiefen nachweisbar, (9) gibt 500 m Tiefe, (123) bis 1000 m Tiefe an. Dieses gilt jedoch nur im Bereich des westlichen Randes, wo die Zirkulation aus der Sverdrup Bilanz ohnehin nicht bestimmbar ist. Auf die Monsunabhängigkeit der Thermoklinen Zirkulation die von (173) aus der Wassermassenstruktur abgeleitet wurde, wird in Abschnitt 3.4 eingegangen.

Oberflächenzirkulation:
Die Zirkulation der Südhemisphäre bis ca. 5$^{\circ }$S wird durch den Subtropenwirbel bestimmt und unterliegt kaum einer monsunalen Variabilität (Abb. 1.4). Den südlichen Ast des Subtropenwirbels bildet die Westwindtrift (Wt), die zonal bei ca. 40$^{\circ }$S auf oder nördlich der Subtropenfront verläuft. Sie wird auch als Südindischer Strom bezeichnet und geht im Westen aus der Agulhas Retroflektion hervor, wobei der Transport nach Osten immer geringer wird (140). Der nördliche Ast des Subtropenwirbels bildet der Südäquatorialstrom ( SE). Dieser ist zentriert um 10$^{\circ }$S zu finden. Mit dem SEC wird Wasser aus der Region des Indopazifischen Einstroms in einem zonalen Band westwärts über den Indischen Ozean transportiert (30).

Abbildung: Oberflächenzirkulation im Indischen Ozean während des Nordostmonsuns (oben) und während des Südwestmonsuns (unten). Legende: NM=Nordostmonsunstrom, So=Somalistrom, SM=Südwestmonsunstrom, EAC=Ostafrikanischer Küstenstrom, EC=Äquatorialstrom, SJ=Süd Java Strom, Mo=Mozambique Strom, Ma=Madagaskar Strom, Ag=Agulhas Strom, Wt=Westwindtrift oder Südindischer Strom (16). Die Dicke der Pfeile ist ein Maß für die Konstanz der Strömung.
\includegraphics [width=11cm]{intro/no_mon.eps} \includegraphics [width=11cm]{intro/sw_mon.eps}

Östlich von Madagaskar teilt sich der SEC in einen südlich setzenden Ast, der in den Madagaskar Strom ( Ma) übergeht und einen nordwestlich setzenden Ast, der zum Teil den Mozambique Strom ( Mo) entlang der afrikanischen Küste, aber auch den Ostafrikanischen Küstenstrom ( EAC) füttert. Der EAC überquert im Südwestmonsun den Äquator und speist den Somalistrom ( So) oder stellt im Nordostmonsun die südliche Quelle des Äquatorialen Gegenstroms ( EC) dar (144).

Eine Besonderheit der Zirkulation im Ostteil des Subtropenwirbels ist der vor der Westküste Australiens südwärts setzende Leeuwin Strom (13, nicht benannt in der Abbildung). Er ist eine Konsequenz aus dem Indopazifischen Einstrom. Vor der Küste Westaustraliens wehen im Mittel äquatorwärtige Winde, die normalerweise eine nordwestliche Oberflächenströmung hervorbringen würden. Diese wird jedoch durch die Strömung aus der Differenz in den sterischen Höhen zwischen Nord- und Südwest Australien, als Folge des Einstroms, überdeckt. Die sterische Höhendifferenz würde im offenen Ozean eine östliche Strömung verursachen, vor der Küste kommt es jedoch zu einem Strom in Richtung des Druckgefälles, also nach Süden, die damit entgegen den Wind setzt. Das Aufrechterhalten der Differenz in den sterischen Höhen kann über ein sich selbst erhaltendes System erklärt werden. Der Leeuwin Strom bringt warmes Wasser aus der Einstromregion, mit Temperaturen größer 25 $^{\circ }$C, in eine Region, wo im Winter Lufttemperaturen kleiner 12$^{\circ }$C auftreten und ein starker Wind weht. Der damit verbundene starke Wärmeverlust des Ozeans an die Atmosphäre ist wiederum mit geringen sterischen Höhen assoziiert, die die Strömung nach Süden aufrechterhalten (z.B. 151).

Der Süd Java Strom ( SJ) vor der Küste Javas tritt als Folge des Wechsels in den Monsunwinden, sowie des Anstiegs der Niederschlagsrate zum Äquator auf (100). Der Strom transportiert im Wechsel äquatoriales Wasser ostwärts (August/September) und Wasser aus der Einstromregion westwärts (November/Dezember). Dabei kommt es im Oktober/November zu einem abrupten Wechsel in der Strömungsrichtung, der sich durch den Einfluß von Äquatorialen- und Küsten-Kelvinwellen erklären läßt.

In der Nordhemisphäre, sowie im äquatorialen Bereich, reagiert das komplette Oberflächenstromsystem auf den Wechsel in den Monsunwinden. Zur Zeit des Nordostmonsuns (Abb. 1.4, oben) ist das äquatoriale Windfeld und das daraus resultierende Stromsystem vergleichbar mit dem des Atlantiks oder des Pazifiks. Ein westwärtiger Nordäquatorialstrom tritt auf, der auch Nordostmonsunstrom ( NM) genannt wird. Im Süden schließt ein ostwärtiger EC sowie der westwärtige SEC an.

Die Drehung des Windfeldes um 180$^{\circ }$ nach Einsetzen des Südwestmonsuns, verändert das Stromsystem vollständig (Abb. 1.4, unten). Nördlich des Äquators setzt der Strom jetzt nach Osten und wird als Südwestmonsunstrom ( SW) bezeichnet. Dieser bildet mit dem äquatorialen Gegenstrom den Monsunstrom. Zwischen den Monsunen tritt zweimal jährlich der äquatoriale Jet entlang des Äquators auf. Er wird durch starke Westwinde angetrieben (172).

In der Arabischen See sind die Strömungen im Nordostmonsun generell schwach und westwärts. Eine nordwestliche Strömung entlang der Westindischen Küste entwickelt sich im November und besteht bis in den Januar hinein. Wasser aus dem Golf von Bengalen wird dann in die Arabische See transportiert, wobei in einem Unterstrom gleichzeitig Wasser aus der Arabischen See äquatorwärts verfrachtet wird (132). Im Februar entwickelt sich, durch die Änderungen im Windfeld, eine schwache antizyklonale Zirkulation in der Arabischen See. Diese weitet sich mit Zunahme des Südwestmonsuns nach Westen aus und der Somalistrom entwickelt sich. Im voll entwickelten Südwestmonsun liegt ein Zwei-Wirbel-System vor der Küste Somalias vor, das Somalistrom-System ( So) (123,125). Dieses wird mit Wasser aus dem afrikanischen Küstenstrom ( EAC) von Süden versorgt und ist ein wichtiges Bindeglied für den interhemisphärischen Wassermassenaustausch (176,104). Die Strömungen in der zentralen Arabischen See sind jetzt ostwärts und erreichen den Nordteil der Arabischen See kaum. Ein geringer Anteil an Wasser kann aus dem Süden, durch die Abd al Kuri Passage zwischen Soktotra und dem Horn von Afrika, in den Golf von Aden gelangen (123).

Im Golf von Bengalen ist die Oberflächenzirkulation fast das ganze Jahr hindurch antizyklonal, einzig im November ist eine starke, zyklonale Zirkulation zu beobachten, bei schwankender Intensität der Strömungen (151). Im Südwesten bildet sich im Januar der nordwärts setzende Ostindische Küstenstrom aus (nicht benannt in der Abbildung). Dieser weist seine größten Stromgeschwindigkeiten im März/April auf und transportiert dabei Wasser aus der Äquatorialregion in den Golf. Die Strömung ist sehr beständig. In der Zeit des Südwestmonsuns sind die Strömungen wieder schwach und antizyklonal. Im September sind die Strömungen dann südwestwärts und teilweise stark. Es kommt zu einer Zirkulationsumkehr und für kurze Zeit etabliert sich eine zyklonale Zirkulation, mit einem südwärtigen Jet entlang der Indischen Küste, dem Ostindischen Winterjet (131, auf der Abbildung nicht vermerkt). Der abrupte Wechsel in der Zirkulation im Ostteil ist auf den Einfluß planetarischer Wellen zurückzuführen (18). Die Zirkulation bringt im Osten Wasser mit äquatorialer Charakteristik in den Golf von Bengalen und im Westen salzarmes Wasser entlang der Küste in die Arabische See. Die Transporte konzentrieren sich dabei jedoch auf die oberen 200 m Tiefe (103). Im Dezember löst sich der Jet wieder auf.

Vertikalintegrierte Zirkulation:
Die Stromfunktion, abgeleitet aus der Sverdrup Bilanz, gibt die mittlere windgetriebene Zirkulation an (Abb. 1.5).

Abbildung: Stromfunktion im Indischen Ozean abgeleitet aus der Sverdrup Bilanz aus (151). Konturintervall 10 Sv.
\includegraphics [width=8cm]{intro/stream_god.eps}

In der Südhemisphäre ist die Zirkulation ähnlich der Oberflächenzirkulation. Man sieht in der Südhemisphäre einen ausgeprägten Subtropenwirbel der sich nach Norden bis etwa 15$^{\circ }$S erstreckt. Eine breite Rezirkulationsregion im Osten und ein Randstromregime im Westen sind zu erkennen. Der nördliche Ast der subtropischen Zirkulation spaltet sich vor Madagaskar in einen nord- und einen südwärtigen Teil auf. An der Ostseite ist der Leewin Strom vor der Westküste Australiens nicht sichtbar. Diese polwärtige Oberflächenströmung wird von einem äquatorwärtigen Unterstrom begleitet, sodaß sich beide Strömungen vertikal integriert aufheben (151). Zwischen dem Äquator und nördlich von 15$^{\circ }$S ist ein zyklonaler Wirbel zu sehen, den (166) als äquatorialen Wirbel bezeichnen. Die aus der Sverdrup Bilanz berechneten Transporte stimmen gut mit den geostrophischen Berechnungen von (141) überein.

In der Nordhemisphäre sind keine Stromlinien eingezeichnet, da die Transporte im Mittel kleiner als das Konturintervall sind (10 Sv). Auch die saisonalen Felder von (37) zeigen in der Nordhemisphäre geringe Transporte. Allein der Westteil der Arabischen See bildet im Südwestmonsun eine Ausnahme. Transporte bis 30 Sv werden dort errechnet, durch die Nähe zur Küste ist die Gültigkeit der Balance jedoch fraglich.


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erstellt durch Johannes Karstensen